Режими окраїн материків

Режими перехідних зон між континентами і океанами

 

 

 

Окраїни материків, що включають прибережну частину суши й підводний шельф, мають істотні особливості ендогенного розвитку й тому повинні бути виділені в особливу групу режимів. Останні-Відбивають умови переходу від материка до океану.

Відомі два режими окраїн материків — атлантичний і тихоокеанський1.

Атлантичний режим окраїн материків^ відрізняється насамперед незгодним наляганням краю океану на зрізану домезозойскую структуру сусідніх частин материка. Ця структура може бути досить різної: герцинской складчастою зоною, эпикаледонской або древньою платформою. Вона може бути складена осадовими, метаморфічними або магматичними породами. Важливо, що до мезозойського часу атлантичні периферії повсюдно характеризувалися платформним розвитком. Такий тип окраїн материків переважає навколо Атлантичного …
й Індійського океанів і є єдиним для Північного Льодовитого океану. Окраїни атлантичного типу супроводжуються звичайно широким шельфом, ширина якого досягає в деяких районах багатьох стільник кілометрів (див. «Схему тектоніки Землі»). У цей час надводна й підводна частини окраїн атлантичного типу в ряді районів добре вивчені геологічно, геофизически й за допомогою свердловин. Особливо докладно^досліджена перехідна зона між материком Північної Америки й Атлантичним океаном.

Результати показали, що на жодній периферії^материків атлантичного типу немає ніяких ознак того, що в домезозойское час по сусідству існував океан. Всі домезозойские структури будь-якого типу й походження простежуються із суши на підводний шельф, а" потім зрізуються його зовнішнім краєм. Характер срезания|не залишає сумнівів у тім, що спочатку ці структури поширювалися туди, де зараз перебувають океанічні глибини. На мал. 58 наведений приклад такого зрізання домезо-зойских структур в Атлантичного узбережжя Західної Європи.

Геологічний розріз прибережної частини суши й шельфу вказує на різку зміну умов у мезозої, коли в будові периферії материка з’являються перші ознаки того, що поруч перебувала океанічна депресія. З’являються геологічні указанияцна те, що в мезозої окраїна материка починає опускатися, причому опускання підсилюється убік океану. Про це свідчать опади, накопичені в прибережній зоні, і розподіл їхніх потужностей. Свердловини, закладені на різних шельфах, і геофізичні профілі показали, що на розмитому домезозой-ском фундаменті шельфу на окраїнах атлантичного типу спокійно залягають мезозойські опади: мілководні морські й частково континентальні.

 

Вони накопичувалися в обстановці компенсації прогинання нагромадженням. Їхня потужність збільшується убік океану – до зовнішнього краю шельфу. Це означає, що зовнішній край шельфу опускався сильніше, ніж його прибережна частина, що прогинання супроводжувалося збільшенням нахилу його фундаменту до океану. Переходячи на континентальний схил, опади попадали в обстановку глибоководного некомпенсованого нагромадження й потужність їх швидко зменшувалася. На мал. 59 показаний профіль через Атлантичну окраїну материка Північної Америки.

If- , Початок опускання шельфу в різних районах падає на різний час. Судячи з віку опадів, у підставі осадового чохла шельфів, самий ранній початок опускання доводиться на ранню юру. Однак значно частіше опускання й нахил шельфу починалися в ранній крейді й уже всі шельфи на перифериях цього типу були залучені в опускання з початку пізньої крейди. Амплітуда опускання фундаменту шельфу на його зовнішньому краї виміряється звичайно 2-3 км.

Нижче шельфу на континентальному схилі в деяких місцях на глибині 1-2 км виявляються уступи, так звані крайові плато. Ширина їхньої сотні кілометрів. Найбільш вивченим є крайове плато Блейк у берегів Флориди (мал. 60). Довжина його 900 км, ширина 300 км, глибина змінюється від 600 м на півночі до 1200 м на півдні. На протилежному березі Атлантичного океану в берега Іберійського півострова відомо Іберійське крайове плато, розташоване на глибинах від 1800 .до 2700 м. Ширина його 250 км. Були виявлені інші крайові плато як у південної, так і в північної частинах Атлантики.

Як показали свердловини, пробурені на плато Блейк, останнє аж до початку эоцена являло собою частина шельфу. Про це свідчать мілководні відкладення верхньої крейди, що складають східний уступ плато Блейк. У той час, отже, шельф був ширше, ніж зараз. •Эоценовые й більше молоді відкладення є вже глибоководними.

Значить крайове плато відпало від шельфу й опустилося наприкінці мела – початку эоцена. Очевидно, у цей же час опустилося й Іберійське крайове плато. Опускання крайових плато являє собою процес, що ускладнює спокійне збільшення нахилу шельфу убік океану.

Перифериям материків атлантичного типу, як правило, вулканізм не свойствен.

Тихоокеанський режим окраїн материків. Набагато складніше будова-і розвиток окраїн материків тихоокеанського типу. Тут до океану примикає зона молодої геосинкліналі, що розвивалася протягом мезозою й кайнозою, на місці якої в неотектонический етап виникла эпигеосинклинальная орогенная зона. Такі умови в перехідний між материком і океаном зоні ми знаходимо навколо всього Тихого океану, а також на північному сході Індійського океану, де останній примикає до островів Індонезії, і на невеликих ділянках периферії Атлантичного океану (в Антильських і Южносандвичевых островів і Гібралтарської протоки). Частково геосинкліналь, і орогенная зона лежать на материку, як це спостерігається на західному

узбережжя Північної й Південної Америки, частково ж вони простежуються на острівних дугах, що особливо характерно для західної окраїни Тихого океану. Такі острівні дуги називаються острівними дугами першого типу (по В. В. Белоусову й Е. М. Рудичу). Прикладами є Японські острови, Філіппіни, Нова Гвінея, Індонезія, Нова Зеландія, а також Більші Антильські острова. Варто підкреслити, що геосинкліналі й орогены острівних дуг першого. типу нічим істотним не відрізняються від геосинкліналей, що перебувають повністю на материку. Розвиваються вони відповідно до тих же загальних закономірностей і структури в них утворяться такі ж.

Якщо говорити про великі структури, то можна відзначити загальну паралельність мезо-кайнозойских геосинклінальних і орогенных структур і краю океану. Але в деталях картина співвідношення цих структур і океану виявляється значно більше складною. Складчасті структури майже повсюдно зрізані краєм океану. Деякі острови, що входять до складу острівних дуг першого типу, виявляються структурними «обрубками», зрізаними з усіх боків більшими океанічними глибинами. При цьому виявляється, що вік зрізання дуже молодий: у багатьох місцях йому піддалися не тільки пліоценові, але й плейстоценовые структури. Приклади зрізаних молодих структур особливо добре видні на Японські .островах і в берегів Південної Каліфорнії (мал. 61 і 10).

Зрізання пов’язане з розламами, з роздробленням земної кори на брили, з яких одні опустилися, інші залишилися в піднятому положенні. Шляхом такого роздроблення кори океан як би вгризається в прилягаючі материкові структури. Результатом є утворення окраїнних морів за острівними дугами першого типу. Берингове, Охотське, Японське й інше окраїнне моря, розташовані уздовж західної периферії Тихого океану, судячи з геологічних даних, які будуть розглянуті пізніше, дуже молоді. Їхнє утворення ставиться переважно до неогену й навіть до четвертинного часу. Саме завдяки опусканню цих морів острівні дуги першого типу виявилися відділеними від материка. У деяких випадках, однак, таке відділення не було завершено. Наприклад, Камчатка з її молодими геосинкліналлю й орогеном є незакінченою острівною дугою першого типу, що зберегла свій зв’язок з материком.

На перифериях тихоокеанського типу спостерігаються й більше значні ознаки глибокого розколювання земної кори.

Геологічні дані показують, що починаючи з пізньої юри навколо Тихого океану почали утворюватися найбільші розлами, які сталп каналами для інтенсивної вулканічної діяльності. У пізній юрі утворився Охотско-Чукотський розлам, що наприкінці юри й протягом мела був зоною виливу величезного обсягу андезитової й андезито-базаль-товой лави. У пізній крейді виливу андезитів відбувалися також уздовж західного узбережжя Японського моря, у Південній Кореї й Південно-Східному Китаї. Можна розглядати лінії розламів, з якими зв’язані ці виливи, як перше трасування границі, по якій пізніше будуть утворюватися окраїнні моря.

По іншу сторону Тихого океану – в Андах і Кордильєрах – пізня юра й крейда були епохами формування величезного гранодиоритового батоліту. Останній простягнувся майже безперервною смугою на багато тисяч кілометрів. Батоліт можна пояснити глибоким розколюванням тектоно-сфери, що охопило верхні шари мантії й глибокі шари кори, створивши в такий спосіб шляху підйому з мантії в кору гарячих магматичних асте-нолитов, але не досягло поверхні Землі, чому процес не дійшов до стадії вулканічних вивержень, а зупинився на стадії інтрузії.

Наприкінці мела починається утворення нових більших розколів по периферії Тихого океану, розташованих тепер ближче до його внутрішніх областей. Розколи мають форму переважно пологих дуг і уздовж них виникають ланцюжка вулканів – так звані острівні дуги другого типу.

Подальший ріст розколів і подальше збільшення числа й обсягу вулканів варто віднести до більше пізнього часу – міоцену й пліоцену. Численні приклади острівних дуг другого типу ми знаходимо на півночі й заході Тихого океану: Алеутська вулканічна дуга, Курильські острова, Бонино-Марианская дуга й ряд ланцюжків вулканічних островів, розташованих у південно-західній частині Тихого океану в Меланезії. На відміну від -острівних дуг першого типу, острівні дуги другого типу не переживали геосинклінального розвитку, вони являють собою всього лише розлами (розрізи або глибинні насування), уздовж яких ланцюжками розміщені вулкани. Останні викидають переважно андезитову й андезито-базальтову лаву. Вік найбільш древніх I вивержень эоценовый; багато вулканів продовжують свою діяльність дотепер.

Обов’язковий елемент дуги «другого типу – глибоководний жолоб, що оперізує дугу із зовнішньої сторони. Такі жолоби виявляються зонами найбільших глибин в океанах. Їхня ширина близько 100 км. Схил, що примикає до дуги, крутий, а протилежний – більше пологий. Глибина дна в жолобах звичайно перевищує 7 км, а в одному з жолобів – Марианском – була виявлена рекордна океанічна глибина – 11 022 м.

Особливий інтерес представляє співвідношення дуг першого й другого типів. Вулканічні дуги другого типу суцільно-і поруч накладаються на дуги першого типу, у зв’язку із чим на останні утворяться ланцюжки вулканів, що викидають андезитову й ан-дезито-базальтовуюлаву. При цьому вулканічні дуги можуть накладатися на геосинклінальні й орогенные структури дуг першого типу під різними січними кутами. Прикладом може з’явитися вулканічна зона на о. Хонсю в Японії, відома за назвою Фосса Магна («Великий Рів»). Вона лежить саме на продовженні Бонино-Марианской дуги другого типу, що підходить до острову в його середній частині майже під прямим кутом у п-ова Идзу (див. мал. 61). Безсумнівно, що Фосса Магна, що перетинає складчасті структури о. Хонсю під прямим кутом, є продовженням Бонино-Марианской дуги. У структурному відношенні Фосса Магна являє собою вузький і глибокий прогин, заповнений міоценовими відкладеннями – глинами й вулканогенними породами. Прогинання закінчилося в середньому міоцені, коли відкладення міоцену були зім’яті в складки в процесі інверсії прогину. Тут же в четвертинний час утворилися більші андезитові вулкани (Фудзіяма, Хаконе й ін.).

Інший приклад накладення дуги другого типу на дугу першого типу ми знаходимо на о. Хоккайдо, де ланцюжок вулканів січе складчасті й орогенные структури під прямим кутом (мал. 62). У деяких випадках вулканічна дуга може бути накладена на геосинклінальні й орогенные структури уздовж простягання останніх. Це можна спостерігати на Камчатці, де смуга андезитових вулканів простягається паралельно простяганню структурних зон молодої геосинкліналі й складок. У таких випадках глибоководний жолоб розташовується уздовж дуги першого типу. Паралельно з утворенням острівних дуг другого типу, багаторазове розколювання земної кори навколо Тихого океану проявлялося й в іншій формі. Відзначимо величезні по обсязі вулканічні виливи Каскадного комплексу в Кордильєрах Північної Америки, які охопили час від верхнього эоцена до четвертинного періоду. З кінця міоцену відбувалося інтенсивне розколювання скиданнями складок Південної Каліфорнії. Надзвичайно сильний андезитовий вулканізм супроводжував історію Анд в эоцене, міоцені й четвертинному періоді.

Аналогічний комплекс явищ, що включає роздроблення земної кори, її глыбовые вертикальні зсуви й вулканізм, характеризували

мезо-кайнозойское розвиток і інших материкових периферий тихоокеанського типу.

Отже, режим окраїн материків тихоокеанського типу істотно відрізняється від режиму окраїн атлантичного типу. Якщо на атлантичних окраїнах протягом мезо-кайнозою прибережна зона опускалася спокійно з поступовим збільшенням нахилу фундаменту шельфу убік океану, то на тихоокеанських окраїнах, хоча опускання суши також було основним тлом розвитку, але відбувалося воно не спокійно й поступово, а шляхом утворення розламів і осідання по них брил кори. Режим атлантичного типу практично позбавлений вулканізму, тихоокеанський режим, навпроти, включає найсильніший магматизм переважно в ефузивній формі, як своюою обов’язкову тридцятилітній частина. Специфічний і склад магм: серед виливів рішуче переважають андезити й андезито-базальти, а серед інтрузій – гранодиориты.

Тут необхідно вказати на досить широко розповсюджене непорозуміння. Причина його полягає в тому, що не бачать розходження між острівними дугами першого й другого типу, між геосинклінальними й ороген-ными структурами перших і чисто вулканічними спорудженнями других. У цьому випадку думають, що андезитові вулкани Японії, Кордильєр Північної Америки, Анд Південної Америки належать до циклу орогенного эпигеосинклинального розвитку, що вони безпосередньо пов’язані із тривалою попередньою історією цих дуг. Із усього геологічного матеріалу, однак, треба, що андезитовий вулканізм є процесом, накладеним на геосинклінальне й орогенное розвиток дуг першого типу. Він почався не раніше эоцена, але головним чином з міоцену. Цей накладений процес належить до окраїнного режиму тихоокеанського типу, що тоді як передують геосинклінальний і орогенный режими дуг першого типу являють собою нормальні геосинклінальний і орогенный режими, цілком аналогічні їхнім проявам у будь-яких областях материків.

Ми доходимо висновку, що обоє окраїнних режиму мають в основі свого розвитку опускання земної кори. Але в одному випадку воно відбувається шляхом спокійного згинання кори з дуже малою роллю розламів, в іншому ж повністю пов’язане із глибоким розколюванням кори й глыбовыми обваленнями й супроводжується найсильнішою магматичною діяльністю.

У табл. 3 зведені й зіставлені властивості всіх перерахованих ендогенних режимів.

 

Ендогенні режими океанів підпорядковані будові океанічного дна. В зв’язку з цим, перш ніж перейти до розгляду самих режимів необхідно коротко зупинитися на характеристиці рельєфу дна океанів.

Основними елементами океанічного дна є підводні окраїни континентів, які включають шельф, континентальних схил, та ложе Світового океану складовими якого є океанічні улоговини (абісальні рівнини) і серединно-оскеанічні хребти.

Шельф і континентальний схил – це перехідні зони між континентами та океанами. Виділяють три типи таких зон: атлантичний (пасивний) і тихоокеанський (активний) і колумбійський (проміжний).

Атлантичний тип характерний для Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів. Для нього властиве незгідне залягання краю океану на домезозойські структури сусідніх частин континентів. Останні здебільшого зрізані краєм океану і можуть являти собою герцинську складчасту зону, епікаледонську або древню платформу. Краї континенту являють собою алювіальну рівнину, складену верхньопалеозойськими (здебільшого пермськими), мезозойськими та кайнозойськими континентальними і мілководноморськими відкладами, які горизонтально, з кутовим неузгодженням, залягають на розмитій поверхні домезозойського фундаменту. З цього можна зробити висновок, що вже на кінець палеозою ці прибережні континентальні зони характеризувалися платформеним режимом.

Підводна частина перехідних зон атлантичного типу зайнята широким шельфом, ширина якого місцями досягає сотень кілометрів.

Найбільш древні відклади осадового чохла як на прибережних рівнинах, так і в зоні шельфу, виповнюють окремі западини скидового походження. Які нагадують авлокогени платформ.. Наприклад, на шельфах Атлантичного океану, поверхня домезозойського фундаменту ускладнена грабена заповненими здебільшого континентальними пермськими, тріасовими, юрськими відкладами. суцільний чохол тут почав формуватися лише в крейді. Спершу це були лагунні (соленосні) відклади, які пізніше змінилися мілководними осадками відкритого моря з підпорядкованим поширенням континентальних осадків кількість яких зменшується до зовнішнього краю шельфу.

Таким чином в історії формування перехідних зон атлантичного типу можна виділити три стадії: підняття – денудація, що призвело до ерозійному вирівнюванню домезозойського фундаменту; лагунну і відкритого моря. Така послідовність зміни фацій підкреслює основну направленість розвитку перехідних зон атлантичного типу, виражену в підніманні земної кори в палеозої і опусканні впродовж мезозою і кайнозою. На стадії піднімання в корі формувалися системи розломів, що зумовило утворення грабенів. При цьому слід зазначити, що всі стадії вкладаються у віковий діапазон перм – четвертинного період. Піднімання було більш короткотривалим (перм – юра) по відношенню до опускання.

Вулканізм у перехідних зонах атлантичного типу виражений слабо і проявляється на початкових стадіях занурення шельфу та прибережних рівнин і виражений у вигляді зон дайок і ефузивними покривами, які перешаровуються з осадками. Склад магми основний, нерідко з підвищеним вмістом лугів.

Глибинна будова перехідних зон атлантичного типу характеризується зменшенням потужності континентальної кори від суходолу до шельфу і дальше – до континентального схилу. Під континентальним схилом (підніжжя континентального схилу), де глибина океану досягає 3 км, відбувається заміщення континентальної кори океанічною. Структурні деталі такого заміщення до кінця не вивчені. Існують припущення, що це може відбуватися дуже різко по вертикальному розриву. З переходом від континентальної кори до океанічної загальна потужність кори швидко зменшується. В перехідній зоні континентальна кора – океанічна потужність останньої, яка складається в осадового шару, базальтового і власне океанічного, становить 14 – 16 км і в напрямку відкритого океану поступово зменшується.

Землетруси для атлантичної перехідної зони не характерні. Тепловий потін нормальний і дорівнює потоку в прилеглих океанічних улоговинах і на континенті. Швидкості проходження сейсмічних хвиль в покрівлі мантії також відповідають нормальним, характерним для платформ і складають 8,1 – 8,2 км/с. Тобто аномалій в таких зонах не спостерігається.

Загалом такі зони атлантичного типу можна порівнювати з областями розвитку тафрогенного режиму. На користь цього свідчить спершу піднімання, а пізніше прогинання континентальної; океанізація континентального шару кори; широкий розвиток грабенових структур тощо.

Перехідні зони тихоокеанського типу властиві здебільшого західному узбережжю Тихого океану, виявлені вони також Індонезії (Індійський океан), а Атлантичному океані – це район Антильської та Південно-Сандвічевої острівних дуг.

На відміну від перехідних зон атлантичного типу, тихоокеанські в їх наземній частині характеризуються не платформеним режимом, а орогенним. Зони молодого орогенезу, які розвиваються на місці кіммерійських (мезозойських) і тихоокеанський (альпійських) геосинкліналей та складчастих зон, простягаються майже через усі окраїни Тихого океану. Ці зони зберегли тектонічну та магматичну активність до нашого часу, що проявляється не тільки у вулканізмі але й у підвищеній сейсмічній активності. Саме в таких зонах сьогодні відбувається до 85% усіх землетрусів.

Для підводної частини характерні вузькі шельфи з осадовим чохлом, який значно молодший за чохол шельфових зон атлантичного типу. Це здебільшого осадки кайнозойського віку і, рідко, пізньокрейдові. Фундамент шельфу складають більш древні дислоковані, метаморфізовані і прорвані численними інтрузіями породи. Як і в атлантичних перехідних зонах, континентальна кора і континентальні структури простягаються до континентального схилу і там на глибині 2 – 3 км виклинюються при заміщенні континентальної кори океанічною.

Основними елементами таких зон тихоокеанського типу є: оргеогенна наземна (континентальна) зона, яка змінюється окраїнним морем, дальше знаходиться острівна дуга, за нею зона Заварицького-Беньофа, глибоководний жолоб і відкритий океан.

Наземна орогенна зона – формується на місці геосинкліналі, яка нерідко ускладнена більш пізніми вулканічними поясами. Як приклад можна навести Коряко-Камчатську складчасту область і Верхояно-Охотський вулканічний пояс Верхояно-Чукотської мезозойської геосинкліналі.

Окраїнні моря розташовуються на корі субконтинентального типу. Краї таких морів всюди ускладнені східчастими вскидами.

Покрівля мантії під окраїнними морями знаходиться в розущільненому стані характеризується пониженими сейсмічними швидкостями (7,4 – 7,8 км/с). Відповідно, це пов’язано з підвищенням теплового потоку. Окрім того для мантії властиві ізостатичні аномалії викликані щільнісними неоднорідностями в середній мантії, розташованими під астеносферою на глибинах 200 – 300 км. Такі аномалії характеризуються розмірами в декілька тисяч кілометрів. Окрім того є ще й “локальні” аномалії, розміром в сотні кілометрів, які відповідають аномальним масам і літосфері. Саме наявність таких аномалій є причиною енергетичних глибинних процесів. Тобто з наведеного випливає, що літосфера і мантія під окраїнними морями характеризуються чітко вираженою неоднорідністю за щільністю мас.

Острівні дуги бувають двох типів. Перший тип, складають острови з континентальною корою, які пройшли шлях полі циклічного геосинклінального і орогенного розвитку, подібного до розвитку рухливих зон всередині континентів. Їх прикладами якого можуть бути Японські острови, Тайвань, Філіппінські, Нова Гвінея, Нова Зенландія, сулавесі, Калімантан, Ява, Суматра, Куба, Гаїті, Пуарто-ріко та інші. Вони являють собою блоки континентальної кори зі всіма особливостями її розвитку.

Острівні дуги другого типу – це ланцюги дрібних островів вулканічного походження. Сюди можна віднести Алеутські, Курильські, Малі Антильські, Бонно-Маріанські, Соломонові та інші острови.Вулкани цих островів характеризуються андезитовим, андезито-базальтовим складом лави і пірокластичного матеріалу. На таких вулканах фундамент як такий відсутній, що не дозволяє говорити про їх полі циклічний розвиток. Здебільшого вони підстеляються товстою океанічною корою. Формування таких островів відбувалося в дві стадії. Впродовж першої стадії відбувалося прогинання земної кори на фоні якого розвивався інтенсивний інтрузивний та ефузивний магматизм з перевагою лав толеїтого складу. З часом дефиренційованість магми підсилювалася, що сприяло підвищенню її лужності. Характерно, що на цій стадії експлозивгність порід виражена дуже слабо.

Друга стадія – контрастні вертикальні рухи земної кори з перевагою висхідних над низхідними. Саме в цей час формується острівна дуга як орографічний елемент. Розвивається наземний вулканізм центрального типу з перевагою лав андезитового та андезит-базальтового складу. Ця стадія нагадує ерогенний режим геосинклінальних областей.

Порівнюючи історію острівних дуг і окраїнних морів, можна прийти до висновку, що окраїнні моря утворилися тоді, коли острівні дуги першого типу переживали геосинклінальний режим, а на місці дуг другого типу розвивалися прирозломні прогини. Проте окраїнні моря і острівні дуги не повязані в своєму розвитку. Це самостійні структури, які розвиваються незалежно одні від інших.

Під острівними дугами, як під окраїнними морями верхня мантія розущільнена, тепловий потік також вищий за нормальний. Тобто це аномальні ділянки мантії.

Зони Заварицького-Беньофа є обов’язковими елементами глибинної будови перехідних зон тихоокеанського типу. Вони похилі (кут нахилу середньому складає до 45о) і занурюються в мантію на глибини до 670 – 680 км. Потужність такої зони не перевищує 100 км. Починаючись під глибоководними жолобами такі зони похило занурюються під острівні дуги, або під окраїни континентів (Анди). Починаючи з глибини 100 км, зона Беньофа, на відміну від вміщуючої мантії, характеризується підвищеними швидкостями проходження сейсмічних хвиль. Вона в деякій мірі зберігає властивості літосфери на глибинах 100 – 250 км і нагадує астеносферу. Сейсмічні осередки поширені вздовж зони Беньофа нерівномірно і, здебільшого зосереджені на глибинах 120 – 150 і 250 – 270 км, де зона пересікає астеносфер ний шар.

Глибоководні жолоби розташовані з зовнішньої сторони острівних дуг. Виключення складають Соломонові та Ново-Гебридські острови, де жолоб лежить зі сторони австралійського континенту. Тут зона Беньофа нахилена не в сторону континенту, а навпаки – від нього.

Глибоководні жолоби – це найглибші ділянки океанів. Їх ширина досягає 100 км. Схили, які примикають до острівних дуг круті, а протилежні, зі сторони океанів, пологі. Глибина перевищує 7 км, а найглибшого (Маріанський) досягає 11022 м. Існує припущення про неогеновий та більш пізній вік усіх жолобів. Підтвердженням цього є незначна потужність (не більше декількох сот метрів) і молодий вік осадків на дні жолобів.

Глибоководні жолоби утворилися в цей час, коли піднімалися острівні дуги, тобто вони не тільки супроводжують дуги в просторі, але й в часі. Якщо вважати острівні дуги результатом ерогенного процесу, жолоби також слід розглядати як ерогенні структури, тобто своєрідні передові прогини. На користь того, що глибоководні жолоби – це передові прогини, свідчить те, що їх по простяганню вони безпосередньо переходять у наземні передові прогини.

Глибинні дислокації, які характерні для острівних дуг, поширюються і на глибоководні жолоби. Схили останніх мають ступінчасту будову, зумовлену наявністю системи розривних порушень, що надає їм вигляду грабенів. Осадки на дні залягають горизонтально і їх верстви незгідно примикають до континентального схилу. На ерогенну природу цих структурних елементів світового океану вказує також те, що вони зрізають більш ранні геосинклінальні складчасті структури.

Для глибоководних жолобів характерна незначна потужність земної кори, яка коливається в межах від 4,5 до 10 км., аномальне підвищення щільності мантії і нормальні швидкості поширення сейсмічних хвиль (8,1 – 8,2 км/с), та низькі теплові потоки. На думку вчених саме під глибоководними жолобами відбувається перехід між двома тепловими режимами: збудженим, характерним для перехідних зон тихоокеанського типу, і спокійним режимом океанічних улоговин, в межах яких нормальна величина теплового потоку витримана на значних територіях. Структурною межею між цими різними тепловими умовами є зони Заварицького-Беньофа.

Окраїнні моря, острівні дуги та глибоководні жолоби є невід’ємною складовою перехідних зон тихоокеанського типу. Формування двох останніх структурних елементів, як це вже зазначалось, є результатом ерогенних ендогенних процесів. Стосовно природи окраїнних морів існує дві точки зору. Одна припускає формування їх, як і внутрішньоконтинентальних, під впливом тафогенного режиму. Згідно з другою – формування окраїнних морів відбувається в результаті “розсіяного спредингу” океанічної кори, тобто розтягування останньої. Припускається, що острівні дуги на початкових стадіях свого формування примикали до краю континентальної кори, а пізніше відсунулися в сторону відкритого океану і таким чином звільнили місце для морських басейнів. Проте, морфологічна будова берегової смуги океанів (здебільшого це звивиста лінія) та острівних дуг (лінійно витягнуті) заперечують це припущення.

Згідно з твердженнями В.В.Білоусова перехідні зони тихоокеанського типу являють собою поєднання тафрогенного і ерогенного режимів. Перший проявився в утворенні окраїнних морів, другий – у прибережних гірських хребтах і острівних дугах і глибоководних западинах. Обидва вони розвивалися в кайнозої і були зумовлені високим розігрівом і розущільненням верхніх шарів мантії. Це сприяло активізації вулканізму, перед яким відбувалося підвищення тектонічної діяльності з утворенням розломів.

Тафрогенний режим, без сумніву, за площею проявлення, перевищував ерогенний і носив риси подібності до тафрогенезу зон атлантичного типу. Проте, відмінність полягала в тому, що в межах зон переходу атлантичного типу просідання земної кори відбувалося повільно, а в зонах тихоокеанського типу – навпаки, дуже швидко. Внаслідок цього утворювалися розломи, що зумовлювало інтенсивний вулканізм і землетруси.

У цих двох випадках земна кора знаходиться в різних станах. При атлантичному типі переходу – це консолідована ділянка з характерним платформеним режимом; при тихоокеанському – земна кора сильно і глибоко розбита численними розломами і збуджена вертикальними рухами, що властиво геосинклінальному, ерогенному режимам і режиму брилевої тектоно-магматичної активізації. Саме в різниці стану земної кори заключається і головна різниця між перехідними зонами атлантичного і тихоокеанського типів.

Тафрогенний режим окраїнних морів супроводжується толеїтовим мАгматизмом. Для острівних дуг характерні вулканіти вапнисто-лужного складу – андезити, андезито-базальти, що є ознакою наявності під острівними дугами глибинних розломів, які проникають до нижніх горизонтів верхньої мантії. Основний такий розлом – це зона Беньофа. Вона занурюється на значні глибини мантії і супроводжується численними розломами вищих порядків. Усі зони Беньофа, як це зазначалось, характеризуються крутим падінням. Причиною такого падіння є різниця стану мантії зі сторони окраїнного моря і сторони острівних дуг та відкритого океану. Зі сторони перших мантія сильно нагрітаі, відповідно, розущільнена, а зі сторони океану, навпаки – холодна і щільна. В результаті такої неоднорідності холодна мантія підтікає під нагріту, а нагріта натікає на холодну. Так виникає нахил зони Беньофа, яка завжди нахилена в сторону більш нагрітої мантії, а також пояснює виникнення в цій зоні землетрусів, так як зміщення літосферних лит, які рухаються по зоні Беньофа, тобто по межі нагрітої і холодної мантії – достатня причина для їх виникнення.

Історично перехідна зона тихоокеанського типу – це здебільшого молода геосинкліналь. Звідси можна припустити, що на місці окраїнних морів колись існували серединні масиви, які під впливом проявлення тафрогенного режиму зазнали просідання.

Перехідні зони колумбійського типу характерні для окраїн Тихого океану, які межують з Північною Америкою. Тут на простяганні всього західного узбережжя материка простягається гірський хребет Північно-Американських Кордильєр, який утворився в процесі орогенезу на місці геосинклінальної зони з полі циклічним розвитком. Це надає подібності перехідним зонам колумбійського типу до зон тихоокеанського типу. Проте, тут відсутні глибоководні острови і немає зони Беньофа. Глибини за межами шельфової зони в бік відкритого океану наростають дуже повільно, що робить цю зону подібною до зон атлантичного типу. Окрім того в самих Кордильєрах знаходиться молодий рифт, який є продовженням на континенті Східно-Тихоокеанського серединного хребта. Все зумовлено, в першу чергу, будовою земної кори.

Особливістю будови земної кори і верхньої мантії на заході США є мала потужність кори (не більше 20 км) і низькі швидкості поширення сейсмічних хвиль в покрівлі верхньої мантії (7,8 км/с).

Підводна частина перехідної зони біля тихоокеанських берегів Америки ускладнена розривними структурами, а підводні хребти розглядаються як зміщені по глибинних трансформних розломах частини Східно-Тихоокеанського серединного хребта, який частково похований під континентом знову появляється на океанічному дні.

Біля берегів Каліфорнії знаходиться підводне плато, покрите базальтами. Такі плато характерні для перехідних зон атлантичного типу, що є ще однією ознакою подібності колумбійського типу до атлантичного.

Тепловий режим в перехідній зоні колумбійського типу близький до нормального, в той час як у сусідніх областях і під континентом він підвищений. Тобто характер теплового режиму нагадує тихоокеанський тип, але зони Беньофу тут не утворилося. Це зумовлено тим, що вздовж перехідної зони простягається серединний хребет з високим тепловим потоком. Зі сторони суходолу знаходиться ороген і рифт, для яких також властивий підвищений тепловий режим.

Загалом перехідна зона колумбійського типу – це область складного поєднання ендогенних процесів, властивих як континентам, так і океанам. Тут взаємодіють ерогенний, рифтогенний і тафрогенний режими, а також режим океанічних котловин.