ПІДВОДНІ ОКРАЇНИ КОНТИНЕНТІВ

 

Підводні окраїни континентів, що складають близько 23 % загальної площі океанів, діляться на два принципово різних па будові й розвитку типу: пасивні й активні окраїни. Їм відповідають два океанські узбережжя, що давно розрізняються типу – атлантичний і тихоокеанський.

Пасивні окраїни характерні для Атлантичного океану,, крім ділянок Антильской і Южно-Антильской (Южно-Сандвичевой, Скотия) дуг, а також Індійського (крім Зондской дуги) і Північного Льодовитого океанів (мал. 34). Ці окраїни практично асейсмичны й авулканичны, чому вони й називаються пасивними *. У їхньому поперечному перерізі розрізняють три головних елементи: плоский шельф, …
до глибини 200-500 м (його продовженням на материку служить прибережна рівнина),, крутий континентальний схил, до глибини 2,5-3,5 км, і знову більше пологе континентальне підніжжя, глибина^-глибини-до-глибини 4,0-4,5 км. Іноді така тричленна будова ускладнюється наявністю крайових плато (Блейк у берегів Флориди, Веринг у берегів Норвегії, Іберійське против’побережья Іспанії, Эксмут-Західної й Квислендское – Східної Австралії й ін.) і тоді спостерігається не один уступ континентального схилу, а два – між шельфом і крайовим плато й між крайовим плато й континентальним підніжжям. Перший може заміщатися жолобом, трогом, наприклад трог Роколл між плато Хаттон-Роколл і підводною окраїною Британських: островів.

Сейсмічні дослідження показують, що шельф звичайно» підстилається нормальної, але поступово утоняющейся до його-зовнішній крайці континентальною корою (мал. 35). Під континентальним схилом це утонение прогресує й під його нижньою частиною й континентальним підніжжям кора володіє вже-потужністю не більше 15-20 км, а швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль під опадами відразу досягають значень порядку 6,5 км/з, характерних для нижнього шару континентальної кори. Цю кору всі частіше виділяють під не дуже точною назвою «кори п е р е х о д н о г о т и п а», бажаючи тим самим підкреслити її перехідне положення між континентальною й океанською корою в просторі й по потужності. Як показали спостереження на берегах Червоного моря й глибоководна шпара, пробурена у входу в Мексиканську затоку, ця «перехідна» кора представляє утоненную (у процесі розтягання) континентальну-кору, пронизану впровадженнями основної магми, які, мабуть, і відповідальні за підвищення швидкостей поширення сейсмічних хвиль. Контакти між зонами розвитку континентальної, «перехідної» і океанської кори тектонічні. Крайові плато звичайно підстилаються «перехідною» корою.

Верхня частина осадового чохла залягає із загальним пологим (на шельфі), потім більше крутим (на схилі й підніжжі) нахилом до океану, а його потужність утворить два максимуми – один біля зовнішньої крайки шельфу й іншої в області континентального підніжжя, на «перехідній» корі. Під перегином від шельфу до континентального схилу нерідко спостерігається виступ фундаменту (гранітно-гнейсового шару), а над цим виступом часто простягаються рифові будівлі, образуя бар’єр-ный риф – сучасний (Великий Бар’єрний риф Австралії) або викопний (уздовж атлантичної окраїни Північної Америки). У випадку залягання в підставі або низах осадового чохла соленосної товщі в цій смузі утворяться соляні вали, а на шельфі розвиваються соляні куполи.

Вік підстави верхньої частини осадового чохла коливається від середньо- і позднеюрского до палеогенового, а нижньої частини від тріасового ( пермо-тріасового) до позднемелового. Будова нижнього осадового комплексу принципово відрізняється від верхнього. Він уже не користується суцільним поширенням і не має одноманітне залягання, що порушується лише соляною тектонікою, а локалізується в грабенах і полуграбенах, розділених горстами фундаменту. По походженню це вже не морські опади, що подібно складає верхній комплекс чохла, а континентальні уламкові в нижній частині й лагунові, соленосного або вугленосні залежно від клімату – у верхній. На переході до верхнього комплексу дуже часто спостерігаються покриви толеитовых базальтів. У деяких районах ці базальти прошаровують низи верхнього комплексу й мають велику сумарну потужність (окраїни Гренландії й Норвегії, мозамбіцька окраїна Африки). Їхні виливи починалися в наземних умовах.

Скидання, що розмежовують блоки фундаменту (консолідованої кори) і нижнього комплексу чохла, нерідко выпола-живаються із глибиною убік океану, а самі ці блоки здобувають нахил у протилежну сторону. Утвориться характерна структура, виявлена буравленням і сейсмічними дослідженнями уздовж північної окраїни Біскайської затоки (мал. 36). Скидання подібного типу (выполаживающиеся із глибиною й навіть зливаються в єдину поверхню) називаються листрическими. Верхній комплекс чохла незгідно тулиться до порожнього нахиленій поверхні блоків фундаменту, з утворенням так званої незгоди розтягання; іноді воно буває неуважним (конседиментационным). Уступ континентального схилу, що досягає крутості в 20—30° (але в середньому 4—7°), часто розглядається як тектонічний, що відповідає розламу, але далеко не завжди є таким. Справа в тому, що первинно тектонічний уступ може потім відступити на відстань до декількох десятків кілометрів внаслідок діяльності, що розмиває, так званих контурних плинів; у його підніжжя тоді утвориться піщаний вал. В інших випадках інтенсивне надходження уламкового матеріалу із суши приводить до його нагромадження за межами, тобто мористее первісної зовнішньої крайки шельфу. Відбувається проградация шельфу, його розростання убік океану з відповідною міграцією схилу й підніжжя; у цьому випадку зовнішня частина шельфу перекриває вже океанську кору. Обоє ці явища найбільше добре вивчені на атлантичній підводній окраїні США – перше, тобто ерозія й отступание схилу на півдні, у районі плато Блейк, друге, тобто проградация, наступание шельфу в більше північному районі.

Особливий різновид пасивних окраїн утворять так звані тр ансфор м н ы е о к р а и н ы, тобто окраїни, обумовлені трансформными розламами, що виходять до конти-. ненту (мал. 37). Вони мають вузький шельф, крутим континентальним схилом, з яким, властиво, і збігається трансформный розлам, і слаборозвиненим підніжжям. Найбільш яскравий приклад трансформной окраїни – північна окраїна Гвінейської затоки, куди виходять розлами екваторіальної зони Атлантики.

Активні окраїни континентів характерні для Тихого океану, що з боку Антарктиди й Нової Зеландії обрамляється пасивною окраїною; до них ставляться також Антильская і Южно-Антильская окраїни Атлантики й Зондская -окраїна Індійського океану. Ці окраїни мають тричленну будову; вони складаються з окраїнного (крайового) моря, острівної дуги й глибокий про; водний жолоб (мал. 38). З віссю глибоководного жолоба збігається вихід на поверхню похилої під острівну дугу зони сейсмічної активності – сейсмофокальной зони, що йде глибоко

у мантію, у межі до 720 км, але не менш 150-200 км. Із сейс-мофокальными зонами зв’язана прямо або побічно (це спірне питання) і вулканічна активність острівних дуг. Зони ці були відкриті японським сейсмологом К. Вадати в 1938 р.; на їхнє велике значення для пояснення вулканізму острівних дуг указав радянський петролог А. Н. Заварицкий в 1946 р., але загальне визнання вони одержали після публікації роботи Г. Беньофа в 1949 р. Тому в США й Західній Європі ці зони звичайно називають зонами Беньофа, у СРСР – Заварицкого – Беньофа, у Японії – Вадати – Беньофа; по справедливості вони повинні мати ім’я всіх цих трьох учених; ми їх будемо називати далі скорочено зонами ВЗБ. Сейсмофокальные зони ВЗБ є головним, визначальним елементом активних окраїн континентів, тому що саме з ними зв’язана вся їх сейсмічна, вулканічна й тектонічна активність. Нахил цих зон сильно варіює, але, як правило, він більше пологий у верхній частині, до глибини приблизно 150-200 км, і більше крутий у нижній. Корові землетруси виявляють досить широкий розкид стосовно верхньої частини ВЗБ, але нижче концентруються в пластині товщиною до 30-40 км, тобто зона ВЗБ це не єдина поверхня, а саме ціла зона зсувів. Визначення напрямку цих зсувів до глибини порядку 100-150 км однозначно вказують на обстановку стиску, на зустрічний рух по похилій поверхні (поверхням) островодужной (або континентальної, див. нижче) і океанської плит, тобто на насування першої або поддвиг другий. Нижче характер зсувів стає менш певним і може спостерігатися розтягання уздовж сейсмофокальной зони. Вогнища землетрусів звичайно зосереджені уздовж зони нерівномірно, образуя згущення на одних ділянках і іноді повністю отсутствуя на інші. Вулкани острівних дуг розташовані, як правило, над тим ділянкою сейсмофокальной зони, де її глибина досягає 100-150 км і де спостерігається загасання сейсмічної активності, що вказує на збільшення ступеня плавлення астеносфери. Тут можуть розташовуватися, на думку ряду дослідників, первинні магматичні вогнища. На думку ж інших, ці вогнища перебувають вище в мантії, а зона ВЗБ служить лише джерелом тепла й флюїдів (див. мал. 74).

Окраїнні моря це, як правило, морячи улоговинного типу із глибоководною частиною глибиною до 4-5 км, що володіє корою близького до океанського або «перехідного» типу. Головною відмінністю від океанської кори служить звичайно різко підвищена потужність осадового шару, що може доходити до 10- 12 км. Почасти тому лінійні магнітні аномалії в окраїнних морях виражені слабкіше, ніж в океанах, і встановлюються на превелику силу; тепловий потік підвищений, спостерігається сейсмічна активність. З боку континенту до глибоководної улоговини окраїнного моря іноді може прилягати

досить широка підводна окраїна, по суті являющаяся повним аналогом пасивних окраїн, тобто це пасивні ділянки активних окраїн. Такі Чукотско-Аляскинская, північно-східна окраїна Берингового моря, більша мілководна частина Охотське й Китайський^-Китайського-китайський-східно-китайського морів, шельф Сунда Південно-Китайського моря. Поданим буравлення, глибоководні улоговини окраїнних морів активних окраїн мають вік не древнє позднемелового, за винятком Алеутської улоговини Берингового моря й, можливо, морячи Банда в Індонезії.

Острівні дуги найбільше типово представлені в Тихому океані – Комлндорско-Алеутська, Курильська, Японська, Идзу-Бонин-Марианская й ін. В Атлантиці відомі Антильская і Южно-Антильская (Южно-Сандвичева, Скотия) дуги, в Індійському океані – Зондская. Більша частина дуг звернена опуклістю до сходу, але зустрічаються й виключення. Всі ці дуги характеризуються активним вулканізмом, в основному анде-зитового складу. По типі кори, на якій вони закладені, різняться два типи дуг – энси а лические на континентальній корі (наприклад, Японська дуга) і энсиматические на океанській корі, що випробувала тектонічне зминання й регіональний метаморфізм (наприклад, Алеутська дуга). Перші звичайно представлені більшими островами й володіють могутнішої (порядку 25-30 км) і типово континентальною корою. Другі представляють ланцюжки дрібних островів з більше тонкої, до 20-25 км, корою. Характер дуги може мінятися по простяганню (наприклад, Зондская дуга).

З боку океану, значно рідше окраїнного моря, острівні дуги супроводжуються глибоководними жолобами. Це вузькі балки на дні океану глибиною від 7-8 до 10-11 км (найбільшою глибиною володіє Марианский жолоб- 11022 м), довжиною, як і дуги, у багато сотень, нерідко тисячі кілометрів, шириною в кілька десятків кілометрів. Жолоба володіють V-Образним, але асиметричним профілем – їх зовнішній, океанський схил завжди більше пологий, внутрішній більше крутої (мал. 39). Обидва схили звичайно виявляють східчасту будову, почасти пов’язане із гравітаційними явищами, але також зі скиданнями. Вузька смуга в осьовій частині жолоба може мати плоске дно, якщо воно заповнено опадами; як правило, опадів мало. З боку океану паралельно жолобу звичайно простягається крайовий вал висотою в кілька сотень метрів (наприклад, вал Зенкевича уздовж Курило-Камчатського жолоба). Крайові вали відрізняються помірними позитивними аномаліями сили ваги, жолоба – різко негативними, острівні дуги – інтенсивними позитивними. Тепловий потік, нормальний у межах крайових валів, помітно знижується в жолобах і знову значно підвищується в острівних дугах.

Найбільше складно побудована активна окраїна між віссю жолоба й віссю острівної дуги (проміжок дуга – жолоб).

Її ширина варіює залежно від нахилу зони ВЗБ від декількох десятків до 150-200 км, іноді більше. Детальні сейсмічні дослідження й буравлення показують, що в цьому інтервалі можуть бути виділені, у свою чергу, три елементи підлеглого порядку. Нижню частину внутрішнього, островодуж-ного (або континентального в окраїнах андского типу – див. нижче) схилу утворить так званий аккреционный клин або призма, утворена тектонічними чешуями опадів, звичайно від більше молодих унизу до більше древнього вгорі, нахилених убік острівної дуги, тобто паралельно зоні ВЗБ. Уздовж самої цієї зони поверхня консолідованої кори простежується на відстань до 40-50 км, порожнього поринаючи під аккреционный клин. Опади аккреционного клина можуть мати різне походження: це можуть бути відкладення осадового шару океанської кори або продукти зносу з острівної дуги, або континенту. Вище по схилі жолоба серед опадів нерідко з’являються пластини порід другого й третього шарів океанської кори й навіть верхньої мантії плити, що насувається. На переломі схилу в результаті скучивания опадів і магматитов нерідко виникає підняття, що піднімається над рівнем моря у вигляді невулканічної острівної дуги. Прикладами таких дуг є ланцюжок Малих Зондских островів ( про-ва Ментавай і ін.) проти Суматри, про-у Тимор на півдні Індонезії й про-у Барбадос проти Малих Ан-Тилл. У тилу невулканічних дуг простягаються прогини, заповнені молодими опадами, слабко деформованими й нерідко що незгідно перекривають більш інтенсивно деформовані відкладення верхньої частини аккреционного клина. Це так звані внешнедуговые прогини; іноді їм відповідає в рельєфі не прогин, а тераса верхньої частини схилу вулканічної дуги. Інші прогини – тыльноду-г про в ы е часто виділяються по іншу сторону вулканічної дуги, на схилі, зверненому до окраїнного моря; тут іноді спостерігаються насування убік останнього.

Таке типова будова системи дуга – жолоб. Дійсна будова може істотно відрізнятися від описаного. Так, у деяких випадках, наприклад проти Марианской дуги, аккреционный клин взагалі відсутній у зв’язку із крутим зануренням зони ВЗБ під плиту. Відсутній він і в б.ерегов Гватемали, заміщаючись насуванням підстави древньої острівної дуги безпосередньо на осьову частину жолоба.

Поперечний профіль активної окраїни може включати не «дну, а дві або навіть три вулканічні дуги, між якими відокремлюються междуговые басейни. У цьому випадку одна з дуг, або внутрішня, або зовнішня, більше не є вулканически активної. Така будова в типовому виді спостерігається в Антильско-Карибської області й у районі Філіппінського моря. Междуговой басейн розглядається як продукт розщеплення раніше єдиної вулканічної дуги.

Зовсім особливий тип активних окраїн представляють скорочені активні окраїни андского

типу. У цьому типі окраїн глибоководні жолоби безпосередньо облямовують континенти, по краї яких простягаються крайові вулканоплутонические пояса

(мал. 40). Така обстановка спостерігається в цей час уздовж берегів Центральної й Південної Америки, звідки й назва даного типу.