Пассивные окраины, их строение и развитие.

Трансформные окраины

Это менее распространенный и не встречающийся в чистом виде тип континентальных окраин. Он может быть разделен на два подтипа — трансформные дивергентные окраины и трансформные конвергентные окраины.

Приурочены к трансформным разломам

Типичным примером современной трансформной дивергентной окраины является атлантическая окраина Африки на участке северного побережья Гвинейского залива, где Африканский континент как бы подрезан экваториальной зоной разломов Атлантики. Здесь проявлены все характерные черты трансформной окраины: узкий шельф, узкий и очень крутой континентальный склон, с основанием которого совпадает резкая тектоническая граница между континентальной и океанской корой, практически без переходной коры между ними, слаборазвитое континентальное подножие. По разлому на границе континент/океан наблюдаются как вертикальные сбросовые, так и горизонтальные сдвиговые смещения, т.е. эта граница носит транстенсивный, сдвигово-раздвиговый характер.

Такие же, но менее протяженные окраины развиты в Атлантике вдоль южного ограничения Ньюфаундлендского выступа Северной Америки, вдоль южного ограничения Фолклендского плато и вдоль юго-восточного ограничения Южной Африки; обе последних обусловлены существованием крупнейшего Фолклендско-Агульяс-ского разлома. В Индийском океане трансформный характер имеет восточное ограничение Мадагаскара и его подводного продолжения,

Трансформные конвергентные окраины представлены на двух отрезках тихоокеанской окраины Северной Америки — на севере против Канады и юго-восточной Аляски, где такой характер окраины определяется сдвигом вдоль архипелага Королевы Шарлотты, и против Калифорнии. В первом случае картина строения окраины весьма сходна с предыдущим подтипом и отличием является, пожалуй, лишь принадлежность к конвергентной в целом границе Северной Америки, с нырянием под нее Восточно-Тихоокеанского поднятия. Вторым примером трансформной конвергентной окраины является так называемый Калифорнийский бор-дерленд. Он представляет участок подводной окраины к югу от Поперечных хребтов Калифорнии, находящийся между двумя параллельными сдвигами: сдвигом Сан-Андреас, проходящим по суше, и сдвигом, ограничивающим бордерленд со стороны океана. Между ними внутри самого бордерленда проходит, по-видимому, еще несколько сдвигов, принадлежавших той же системе. С ними связано образование нескольких цепочек раздвиговых осадочных •бассейнов, кулисообразно расположенных, выполненных плиоцен-четвертичными отложениями, между которыми находятся приподнятые блоки более древнего основания. По существу, этот бордерленд. представляет недавно погруженный участок континента, на котором по соседству с ним распространены такие же бассейны.

Эндагенная и экзагенная складкавасць. Разрывы и их тыпы. Листрычныя разломы.

Эндогенная складчатость

Уже давно установлено, что образование складок, развитых в осадочных толщах верхней, приповерхностной, части земной коры, не сопровождается существенными изменениями первоначального состава пород. Эти складки Э. Арган назвал покровными складками или складками чехла.

Другую группу составляют складки, развитые в метаморфических толщах, в той или иной степени, а иногда и полностью перекристаллизованны. Так как пространственное расположение вновь образованных минералов почти всегда согласно с элементами строения складок, можно предполагать, что перекристаллизация пород и складкообразование происходили одн временно в условиях высоких давлений и температур, соответствующих в земной коре глубине в несколько километров. Складчатость, возникающая в таких условиях, получила название глубинной.

Покровная складчатость. Самым широким распространением среди покровной складчатости пользуются складки регионального сжатия (компрессионные), возникающие в результате продольного изгиба слоистых толщ под воздействием горизонтально ориентированного стресса. Этот тип складок считался ярким показателем геосинклинального режима развития земной коры.

Складки регионального сжатия

Складчатость регионального сжатия на платформах

Складки облекания (отраженная, штамповал складчатость) представляют собой поперечные изгибы в осадочном чехле, образующиеся при блоковых перемещениях фундамента. Этот тип складок характерен для платформ, отчасти межгорных и передовых (их внешние борта) прогибов.

Приразрывные складки образуются при перемещении крыльев разрывов по наклонным сместителям.

Складки, связанные с перемещениями магмы в земной коре.

Диапировые складки (складки нагнетания)

Кливаж. Складчатость часто сопровождается кливажем. Макроскопически кливаж представляет собой параллельную делимость пород, напоминающую спайность в минералах. В породах разного состава и разной структурной позиции кливаж выражен по-разному. Он часто отсутствует в породах, смятых в самые сложные •складки, а в пределах одной складки может присутствовать не в каждом слое или может быть выражен с неодинаковой ясностью и частотой в слоях разного состава и структуры.

К экзогенной складчатости относятся складки, образующиеся вблизи земной поверхности под воздействием различных экзогенных процессов. Они широко распространены в природе и их нередко путают с эндогенными складками. К некоторым из экзогенных складок приурочены залежи нефти и газа.

Подводно-оползневые складки возникают при оползании осадков на дне бассейна и имеют вид разнообразных смятий, спирально закрученных линз и комьев, мелких опрокинутых и лежачих складочек, языковидных и беспорядочно перепутанных натеков, нередко разорванных и смещенных. Эти явления вызываются подводными оползнями, развивающимися при накоплении осадков на наклонных участках дна водоемов.

Складки осадочного облекания. Изгибы слоев, имеющие все внешние признаки складок, но не связанные с деформацией горных пород, т. е. фактически псевдоскладки, образуются в результате отложения осадков на неровном ложе дна водоемов с первичным наклоном слоев от выступов рельефа к смежным понижениям. Особенно часто подобные складки возникают в отложениях, перекрывающих рифовые массивы.

Складки уплотнения образуются в стадию диагенеза (и катагенеза) вследствие неравномерного уплотнения пластичных пород, в основном глин, над выступами погребенного рельефа, рифовыми массивами, линзами песков (например, ископаемыми барами).

Складки разбухания возникают в фазу гипергенеза при увеличении объема пород, в частности вследствие гидратации ангидрита и перехода его в гипс (гипсовые купола¹), или при попеременном увеличении объема воды при ее замерзании и уменьшении — при таянии льда (криотурбации).

Складки оседания представляют противоположность складкам разбухания и образуются вследствие растворения пород — известняков, доломитов, гипсов, ангидритов в зонах развития карста либо вследствие выноса из глубины сопочной брекчии в районах грязевого вулканизма.

Складки выпирания по механизму образования сходны с диа-пировыми и подобно последним относятся к складчатости нагнетания (течения), но возникают они в приповерхностных условиях вследствие снятия нагрузки вышележащих пород на глинистые толщи в речных долинах.

Гляциодислокации. В северных широтах довольно многочисленную группу деформаций составляют складки, вызванные напором движущихся материковых льдов или выжиманием пластичных пород под весом льда в краевой части ледника (гляциодислокации).

Коровые разрывы

Среди коровых разрывов выделяют сбросы, взбросы, сдвиги, раздвиги, надвиги и покровы (шарьяжи).

Сбросы. К сбросам относят разрывы, в которых поверхность сместителя наклонена в сторону опущенных пород. Из соотношения движения блоков, разделенных сбросами, устанавливается, что между крыльями этих структур образуется «зияние» (горизонтальная амплитуда), другими словами, разорванные слои как бы отходят друг от друга, что возможно лишь в условиях растяжения.

Взбросы. К взбросам относятся разрывные нарушения, в которых поверхность разрыва наклонена в сторону приподнятых пород. Характерно перекрытие одного крыла другим, указывающее на сближение крыльев в обстановке сжатия.

Грабены представляют собой линейные структуры, образованные сбросами, центральные части которых опущены и на поверхности сложены породами более молодыми, чем в поднятых краевых частях.

К горстам относят линейные структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых приподняты и на поверхности сложены более древними породами, чем в краевых частях. Горсты, как и грабены, могут развиваться как позже процессов осадконакопления, накладываясь на уже сформировавшиеся структуры, так и одновременно с осадконакоплением.

Сдвиги. К сдвигам относятся разрывы, смещение по которым происходит в горизонтальном направлении по простиранию сме-стителя. Различают правые и левые сдвиги.

Раздвиги. По предложению В. В. Белоусова, разрывы, в которых перемещение крыльев происходит перпендикулярно к поверхности отрыва, следует относить к раздвигам.

Надвиги. Все рассмотренные выше разрывы характеризуются хрупким отрывом или вязким разрушением горных пород без значительных предварительных пластических деформаций.

Пассивные окраины, их строение и развитие.

В настоящее время главными особенностями пассивных континентальных окраин надо считать их

1) внутриплитное положение

2) низкую сейсмическую и вулканическую активность

3) отсутствием глубинных сейсмофокальных зоны

4) Развивается в условиях растяжения

Пассивные окраины характерны для молодых океанов — Атлантического, кроме двух участков против Антильской и ЮжноСандвичевой вулканических дуг, Индийского, кроме обрамления ЗонДской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктической бкраины Тихого океана (рис. 11.1). Образовались они в процессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн лет' 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 прибрежной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном в сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую многих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арктическое побережье России. Внешний край шельфа, называемый его бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спускаться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равнину, 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 отличается крутым уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораздо больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с шельфом и континентальным подножием бывают выражены в рельефе дна достаточно резкими перегибами, особенно первая. Континентальное подножие может обладать значительной шириной, до многих сотен и даже тысячи километров (последнее — в Индийском океане). Оно полого наклонено в сторону абиссальной: равнины (круче, чем шельф, но много положе, чем склон), и переход к последней знаменуется уменьшением уклона до почти горизонтального; он происходит на глубине около 5000 м. Континентальное подножие сложено мощной толщей осадков; мощность их иногда превышает 15 км, например на североамериканской окраине Атлантики;это основная область разгрузки обломочного и взвешенного материала, приносимого с суши, область лавинной седиментации. Нередко подножие представляет собой слившиеся конусы выноса подводных каньонов и долин, прорезающих континентальный склон (и частично само подножие) и часто представляющих продолжение речных долин суши. Особенно грандиозны такие конусы ' выноса в Индийском океане — в Бенгальском заливе на продолжении дельты Ганга и Брахмапутры, в Аравийском море — дельты Инда. Отметим также кону, сы выноса Амазонки и Ориноко, Нигера и Конго в Атлантике и Нила — в Средиземном море. В составе их осадков значительную роль играют турбидиты — продукт отложения из мутьевых потоков и контуриты, отложенные придонными продольными течениями.

Еще одним, но не обязательным элементом строения пассивных окраин являются краевые плато. Они представляют собой опущенные на глубину до 2—3 км периферические участки шельфа, как бы ступени, отделенные от последнего либо уступом типа континентального склона, либо желобом рифтового происхождения.

Глубоководное бурение и сейсмопрофилирование показали, что шельфы и краевые плато обычно подстилаются той же консолидированной континентальной корой, как и прилегающая часть материка, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и пронизана дайками основных пород. Ее верхняя часть обычно представляет чередование горстов и грабенов или полуграбенов, обычно с наклоном поверхности блоков фундамента и слоев в грабене в сторону континента и увеличением мощности осадков в них в том же направлении (рис. 11.2)

Стадии образования пассивных континентальных окраин:

1) Стадия зарождающегося палеорифта, синрифтовая стадия.

2) Переходная стадия от синрифтовой к пострифтовой. Затухает рифтовая зона и заполняется шельф осадкми

3) Пострифтовая стадия С увеличением уровня моря происходит накопление осадков

Характерные формации для рифтов: Соленосные, угленосные, нефтеносные

PS . Процесс рифтогенеза иногда возобновляется и на пострифто-вой стадии, как это наблюдалось на атлантической окраине Бразилии в конце позднего мела, где пострифтовая стадия началась в альбе. В продольном направлении пассивные окраины расчленяются на сегменты поперечными разломами, представляющими продолжение трансформных разломов океана. Сегменты несколько отличаются друг от друга в развитии и строении; это приводит, в частности, к образованию в пределах шельфа и подножия обособленных осадочных бассейнов. Хорошим примером в этом отношении является окраина Северной Америки.

Выше уже указывалось, что современные пассивные окраины развивались на протяжении последних двухсот миллионов лет. Но первые пассивные окраины появились еще в раннем протерозое, более 2 млрд лет назад.
24. Активные окраины, их строение, развтие.Трансформные окраины.

Активные окраины имеют гораздо более сложное строение и испытывают более сложное развитие, чем пассивные. Их главная особенность —

1) наличие активной наклонной сейсмофокальной зоны, с которой связана не только сейсмичность, но и магматическая деятельность, а также складчато-надвиговые деформации и метаморфизм.

2) В общем активные окраины занимают пространство между этими зонами, собственно и являющимися зонами конвергенции плит и зонами субдукции, с одной стороны, и континентом — с другой.

3) Наличие глубинных желобов, приуроченных к зонам субдукции

4) Наличие аккреционной призмы – ф-ся в зоне подтекания океанской коры под континентальную и в зоне погружения накапливаются осадки

Среди активных окраин четко выделяются два типа: приконтинентальный (или восточно-тихоокеанский) и островодужный (или западно-тихоокеанский). Указание на сложность строения этих окраин относится, по существу, лишь к последнему типу, ибо первый построен достаточно просто. В этом типе переход от глубоководного желоба, вдоль оси которого выходит на поверхность дна зона субдукции, к континенту выражен крутым внутренним склоном этого желоба, являющимся одновременно континентальным склоном, и узким шельфом. Ширина всей этой зоны составляет порядка 200 км. Край континента оказывается приподнятым и надстроенным вулканоплутоническим поясом. Типичный пример современной активной окраины данного типа дает тихоокеанская окраина Южной Америки (рис. 11.4), вдоль которой протягивается высокая горная цепь Анд; отсюда ее другое название — анд-ский тип.

Второй, островодужный, тип активных окраин включает как минимум следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая, хотя встречаются и более широкие окраины, например в районе Охотского, Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей;

2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана. Этот тип подводных окраин в современную эпоху наиболее полно 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 Атлантическим и Тихим океанами Антильско-Карибская область и область моря Скотия (Скоша).

По Кавхуте: 1) Задуговый бассейн 2) островная дуга 3) Верхний преддуговый бассейн, на континентальный бассейн 4)нижний преддуговый бассейн, на переходной коре 5) океанский желоб

Рассмотрим подробнее строение островодужных окраин по направлению от океана к континенту. Учтем, что краевые валы и желоба одинаково свойственны и приконтинентальному типу активных окраин.

Краевые валы представляют собой пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу. Это пологие вздутия океанского ложа высотой в сотни метров, сложеннные типичной океанской корой нормальной мощности. Примером краевого вала может служить вал Зенкевича вдоль Курило-Камчатского желоба. Происхождение валов связывается со сжатием океанской литосферы при ее погружении в зону субдукции. Склон вала, обращенный к желобу, переходит во внешний склон желоба. Он нередко осложнен сбросовыми уступами, но иногда и надвигами в направлении оси желоба в связи со сжатием литосферы.

Глубоководные желоба — важнейший элемент строения активной окраины, тесно сопряженный с вулканической дугой. Соответственно в плане желоба также' имеют дугообразную форму, протягиваясь на сотни, иногда более 1000 км и сочленяясь, как и дуги, под некоторым углом. Глубина желобов в пределе достигает 11 км, максимально в Марианском желобе (11022 м — наибольшая глубина всего Мирового океана). Эта глубина в некоторой степени зависит от того, насколько желоб заполнен осадками, а последнее — от интенсивности поступления обломочного материала с суши (рис. 11.6).

В поперечном сечении желоба имеют V-образную форму, но всегда заметно асимметричную: внутренний склон более крутой и высокий, чем внешний. С осью желоба совпадает выход на поверхность сейсу.офокальной зоны. В данном типе окраин она, как правило, 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 подчеркивая реальность феномена субдукции. Внутренний склон желобов представляет особый интерес, ибо он может быть местом накопления аккреционной призмы (аккреционного клина), ширина которой в пределе может достигать 300 км, например в районе о. Барбадос. В других случаях этот клин очень узкий, например у Марианского желоба, или практически отсутствует; это означает, что океанская плита вместе со своим осадочным слоем полностью поглощается в зоне субдукции, т. е. уходит в мантию. Более того, в некоторых районах, например в Японском желобе, в Центральноамериканском желобе против Коста-Рики, в Чилийско-Перуанском против Перу, непосредственно вблизи оси желоба на его внутреннем склоне выступают довольно древние породы. Это означает, что здесь вместо аккреции происходит тектоническая эрозия окраины континента или островной дуги (см. гл. 6).

По мере роста аккреционного клина обычно происходит его подъем, причем нередко более древняя, верхняя часть клина поднимается над уровнем океана в виде внешней, невулканической дуги. Такая дуга протягивается вдоль Зондского желоба против Суматры и Явы в виде о-вов Ментавай, элементом внешней дуги является о. Барбадос к востоку от Малых Антильских островов. Между внешней дугой и главной, вулканической, дугой простирается преддуговой прогиб, выполняемый осадками, сносимыми как с невулканической, так и в основном с вулканической дуги и представленными терригенными породами, в особенности граувакками. Эти отложения залегают резко несогласно на образованиях аккреционного клина и бывают в разной степени, но всегда менее интенсивно деформированными.

Наблюдения с подводных аппаратов, в частности у берегов Японии, показали, что внутренние склоны желобов часто осложнены гравитационными сбросами и оползнями, которые как бы наложены на тектонику сжатия, характерную для аккреционных клиньев.

Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам на расстоянии порядка 200—300 км от их оси; это расстояние зависит от наклона сейсмофокальной зоны, как было показано в гл. 6. Ширина самой активной вулканической зоны составляет не более 50 км, но во времени она нередко мигрирует.

Вулканические дуги существуют двух типов: энсиматические и энсиалические. Энсиматические дуги закладываются на океанской коре, нередко на месте трансформных разломов, когда одно крыло, с более древней корой, начинает пододвигаться под другое, сложенное более молодой корой; такое происхождение приписывается, в частности, отмершей дуге Кюсю—Палау в Филиппинском море. Вулканиты юных энсиматических дуг обычно представлены толеитовыми базальтами и бонинитами. На более поздних стадиях развития этих дуг начинают преобладать андезито-базальты или андезиты, но дело редко доходит до извержения более кислых магм. Примерами юных энсиматических дуг могут считаться дуги Южно-Сандвичева (Скотия), Тонга—Кермадек, более зрелых — Марианская, Алеутская.

Энсиалические дуги образуются на континентальной коре„ обычно на коре микроконтинентов, отторгнутых от континента рифтингом и спредингом. Таковы Японская дуга, Камчатская, возможно с ее Курильским продолжением, частично Филиппинская и некоторые другие. Вулканиты энсиалических дуг принадлежат той же известково-щелочной серии, но среди них явно преобладают андезиты и достаточно часты более кислые породы — дациты и риолиты, что объясняется, как и повышенное содержание радиогенного Sr, контаминацией более древней континентальной коры. На поздних стадиях развития этих дуг повышается содержание щелочей.

Задуговые (тыльно-дуговые) окраинные моря располагаются между островными дугами и континентом. Они могут обладать значительной глубиной (более 4000 м

Начальную стадию образования окраинных морей можно наблюдать на примере трога Окинава, возникшего в конце миоцена — начале плиоцена в тылу дуги Рюкю в Восточно-Китайском море. В этом троге произошла явная деструкция континентальной коры, проявился базальтовый вулканизм, но лишь на небольшом участке Дело дошло до спрединга и новообразования океанской коры

Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. На склоне, обращенном к вулканической дуге, накапливаются преимущественно продукты ее размыва, т.е. вулканогенно-обломочные образования и пирокластика; градационная, турбидитовая текстура придает им характер туфоген-ного флиша.

Трансформные окраины

Приурочены к трансформным разломам

12 3 4 5 6 7 8 9 10 Следующая ⇒

Последнее изменение этой страницы: 2019-04-10; Просмотров: 623; Нарушение авторского права страницы