Строение и типы сочленения на пассивных и активных окраинах.
Переходные между континентами и океанами области называются континентальными окраинами и занимают около 20% площади окраин океанов. Они характеризуются накоплением в них основной массы осадков и вулканитов, которые затем подвергаются интенсивным деформациям. В большинстве случаев эти области являются нефтегазоносными. Здесь континентальная кора замещается субокеанической или океанической, а океаническая преобразуется в континентальную. С позиций тектоники плит континентальные окраины подразделяются на пассивные (внутриплитные) и активные (субдукционные и трансформные).
Пассивные континентальные окраины
Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые выделен еще Э. Зюссом в 1885 г., указавшим на различие между двумя типами берегов — атлантическим, с несогласным срезанием складчатых систем суши береговой линией океанов, развитием широких прибрежных равнин и отсутствием параллельных берегу островных дуг, и тихоокеанским, обладающим противоположными признаками. В настоящее время главными особенностями пассивных окраин надо считать их внутриплитное положение и низкую сейсмическую и вулканическую активность с отсутствием глубинных сейсмофокальных зон.
Пассивные континентальные окраины занимают внутриплитное положение, характеризуются низкой сейсмичной и вулканической активностью и отсутствием глубинных сейсмофокальных зон. Начало образования пассивных континентальных окраин связывается с расколом суперконтинента Пангеи около 200 млн. лет назад.
В строении типичных пассивных континентальных окраин выделяется три главных элемента (не считая прибрежной равнины): 1) шельф; 2) континентальный склон; 3) континентальное подножие.
Шельф представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материка, обладает пологим рельефом и простирается в сторону моря до сотен км. Внешний край шельфа (бровка шельфа) лежит в среднем на глубине 100 м, но может спускаться и до 350 м. Поверхность шельфа представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную или смешанного типа равнину. Мощность осадков колеблется от сотен метров до нескольких км и до 15-20 км во впадинах.
Континентальный склон, как правило, представляет собой сравнительно узкую полосу дна шириной не более 200 км с более крутым уклоном (от 4º до 35-60º и иногда более) и с увеличивающейся глубиной от 100-200 м до 1500-3500 м. Границы с шельфом и континентальным подножием обычно выражены в рельефе резкими перегибами. Мощность осадков меньше, чем на шельфе и континентальном подножии.
Континентальное подножие может быть достаточно широким – до сотен и даже тысяч км. Оно полого наклонено в сторону абиссальной равнины и переход к последней выражается уменьшением наклона почти до горизонтального. Континентальное подножие является областью лавинной седиментации, сложено мощной толщей осадков иногда до 15 км и более в которых значительную роль играют турбидиты (продукты отложения из мутьевых потоков) и контуриты (продукты отложения придонными продольными течениями). 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.
В некоторых участках пассивных континентальных окраин выделяются краевые плато. Они представляют собой опущенные на глубину до 2-3 км периферические участки шельфа в виде ступеней, отделённых от шельфа либо уступом типа континентального склона, либо жёлобом рифтового происхождения. Ширина таких плато достигает первых сотен км.
Шельфы и краевое плато подстилаются утонённой (25-30 км) консолидированной континентальной корой, разбитой в верхней части разломами, и пронизанной 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 и том же направлении. Сбросы, разделяющие горсты и грабены, часто относятся к типу листрических сбросов, выполаживающихся с глубиной в сторону океана. В средней части коры или на границе Мохо они могут сливаться в единую поверхность срыва, полого наклоненную в ту же сторону. Грабены бывают выполнены континентальными отложениями угленосных, эвапаритовых (соленосных) или красноцветных формаций, нередко с покровами толеитовых базальтов, сформированными на рифтовой стадии развития будущей континентальной окраины. Затем они перекрываются нормальными морскими осадками. Наращивание разреза осадочных пород у бровки шельфа смещает саму бровку, образуя таким образом наслаивающиеся друг на друга клиноформы.
Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются переходной или субокеанской корой, т.е. резко утонённой, переработанной и пронизанной дайками основных пород континентальной корой.
Пассивные континентальные окраины в своём развитии и строении проходят три стадии – предрифтовую, рифтовую и послерифтовую (или спрединговую).
Активные континентальные окраины
Эти окраины характерны для обрамления Тихого океана и для отдельных участков Атлантического и Индийского океанов. От пассивных окраин их отличает наличие активных зон субдукции, по которым происходит погружение одной плиты под другую. Зоны субдукции расположены с внешней (океанической) стороны островных дуг, включают в себя пространство до глубоководных желобов шириной 100-150 км и вытянуты параллельно островным дугам. Они представляют собой зоны сейсмической активности - сейсмофокальные зоны, уходящие в мантию на глубину до 650-720 км (не менее 150-200 км). Зоны наклонены в сторону континентов в верхней части (до глубин 150-200 км) под углом 35-10°, в нижней части более круто - до 55° (в среднем 45°).Эти зоны открыты японским сейсмологом К. Вадати в 1938 г., а позже изучены советским петрографом А.Н. Заварицким и американцем Г. Беньофом и получили название зон ВЗБ. В верхней части ВЗБ коровые землетрясения имеют широкий разброс, но ниже концентрируются в пластине толщиной 30-40 км. Данные, полученные при изучении землетрясений, свидетельствуют об обстановке сжатия в пределах зон ВЗБ и встречных движений по наклонной поверхности островодужной части коры вверх (надвиг) и океанической части вниз (поддвиг или субдукция). Очаги землетрясений сосредоточены вдоль зоны неравномерно; на одних участках они образуют сгущения, на других могут полностью отсутствовать. Вулканы островных дуг расположены, как правило, над теми участками сейсмофокальных зон, где глубина достигает 100-150 км, т. е. над областями плавления астеносферы. Здесь могут находиться первичные магматические очаги, дающие начало вулканам. Сейсмофокальные зоны ограничивают активные окраины от океана. К сейсмофокальным зонам на поверхности дна океана приурочиваются глубоководные желоба.
Типы зон субдукции
Выделяется 4 типа зон субдукции: андский, зондский, японский и марианский.
1) Андский. Формируется там, где молодая океаническая литосфера с большой скоростью и под пологим углом (~35-40 градусов) подвигается под континент. Характерен для восточного побережья Тихого океана.
2) Зондский. Происходит пододвигание древней океанской литосферы, уходящей на глубину под крутым углом под утонённую континентальную кору, поверхность которой находится в основном ниже уровня океана. Внешняя дуга – это либо аккреционная призма, либо выступ фундамента висячего крыла зоны субдукции
3) Японский. Пододвигание океанской литосферы под энсиалическую островную дугу
4) Марианский. Пододвигание океанской литосферы под океаническую, причленённую к континентальной. Внутренний склон желоба и преддуговой бассейн подстилается деформированным фундаментом островной дуги. Осадков в желобе ничтожно мало.
Обдукция (Сейчас нигде не наблюдается)
Происходит:
1) При столкновении активной континентальной окраины со спрединговым хребтом
2) При столкновении пассивной континентальной окраины с фронтом океанской островной дуги
3) При закрытии бассейнов океанского типа
Активные континентальные окраины имеют более сложное строение и развитие, чем пассивные. Они занимают пространство между зонами конвергенции и зонами субдукции с одной стороны и континентом – с другой. Выделяется два типа активных континентальных окраин: приконтинентальный или андский (восточно-тихоокеанский) и островодужный или зондский (западно-тихоокеанский).
Рис. Активная окраина андского (андийского) типа
В андском типе строение достаточно простое – 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.
Строение активных континентальных окраин удобно рассмотреть на примере западной окраины Америки. Здесь, в частности в Южной Америке, эту структуру можно охарактеризовать на примере субдукции океанической плиты Наска, а в Северной - плиты Хуан де Фука. Особое внимание следует уделить процессам субдукции спрединговых хребтов, при которых происходит пересечение и длительное взаимодействие конвергентной и дивергентной границ литосферных плит.
В Южной Америке можно наблюдать следующую смену структурных элементов со стороны Тихого океана: 1) плита Наска со свойственной ей океанической корой; 2) Перуанско-Чилийский желоб; 3) континентальный склон; 4) осадочная терраса; 5) активная окраина Южно-Американского континента с вулканическим поясом.
Перуанско-Чилийский желоб сопровождает Андийский вулканический пояс на всем его протяжении. Желоб имеет глубины 6-8 км, отличается сложным строением и разбит поперечными поднятиями на отдельные отрезки. Дно желоба покрыто толщей горизонтально лежащих недеформированпых осадков турбидитного происхождения мощностью около 11 км. Ниже недеформированных осадков на склоне плиты Наска лежат слабо наклоненные к оси желоба более древние отложения (по- видимому, пелагические и геми-пелагические осадки первого (верхнего) слоя океанической коры). Днище желоба разбито разломами на серию узких горстов и грабенов. На одном из таких поднятий встречены свежие (8,7 млн лет) базальты, перекрытые четвертичными турбидитами. Базальты имеют океанический толеитовый состав. Их молодость свидетельствует против того, что они принадлежат плите Наска и что они были доставлены в желоб в процессе спрединга. По данным сейсмических исследований кора утонена под внешним приокеаническим склоном желоба.
Континентальный склон и осадочная терраса имеют ширину около 150 км и сложены мощной (до 10 км) толщей осадков, местами деформированных.
Континентальная окраина Южно-Американской платформы (западнее и параллельно Складчатой системе Анд) включает две узкие вулканические горные цепи, разделенные грабеном (рифтом) Альтиплано. В западной кордильере преобладают породы андезит-риолитового состава известково-щелочной серии, а в восточной кордильере - вулканиты латит-андезитовой серии, прорванные интрузиями гранитоидов. Межгорный грабен Альтиплано выполнен мощной (до 10 км) толщей кайнозойских континентальных пород. Он представляет собой рифтовую структуру. Об этом свидетельствует сбросовый характер ограничивающих его разломов, к которым приурочены трещинные излияния андезито-базальтов.
К востоку от восточной кордильеры простирается крупный краевой прогиб, на западный борт которого надвинуты передовые хребты Анд. Мощность земной коры непосредственно под Андами достигает 60 - 70 км. По границе Мохо вырисовывается глубокий корень земной коры с быстрым подъемом почвы как в сторону желоба (до 30 км – на побережье; 10 км – в желобе), так и в сторону континента - до 50 км на западной окраине Южно-Американской платформы.
Сейсмический разрез коры типичный континентальный, но с резко увеличенной мощностью. Отмечается высокая сейсмичность региона. Большинство очагов землетрясений сконцентрировано на глубинах до 100, местами - до 200, реже до 300 км. Отмечаются и глубокофокусные землетрясения с глубиной гипоцентра около 600 км. Группы землетрясений с гипоцентрами 200 и 600 км разделены интервалами глубин, где очаги землетрясений практически не фиксируются.
Наклон зоны Беньоффа под Андами составляет около 30°. При этом необходимо подчеркнуть, что очаги землетрясений рассредоточены в пространстве между поверхностью Земли и зоной Беньоффа, которая ограничивает снизу распространение гипоцентров.
Отмечаются как черты сходства, так и различия между активной континентальной окраиной и островными дугами. И там, и там присутствует глубоководный желоб, активно проявляется вулканизм андезитового известково-щелочного состава, выделяется сейсмофокальная зона - зона Беньоффа.
Отличие заключается в отсутствии на Андийской окраине окраинного моря. Его место занимает рифтовая зона растяжения грабена Альтиплано. В тыловой части на границе Анд с Южноамериканским кратоном располагается зона сжатия. Вулканизм здесь протекал только в континентальной обстановке и изверженные породы отличаются более кислым составом. В пределах Восточной Кордильеры известны пояса редкометальных гранитоидов, совершенно не характерных для островодужного магматизма.
В островных дугах зона Бепьоффа наклонена достаточно круто (45 - 60°) и очаги землетрясений сосредоточены внутри погружающейся плиты. Под Андами зона Беньоффа наклонена полого (30°), а гипоцентры землетрясений рассеяны выше зоны Беньоффа. Предполагается, что в данном случае Южноамериканская плита надвигается па океаническую плиту Наска.
Зондский тип имеет более сложное строение и развитие. В нём выделяются следующие элементы: 1) собственно континентальная окраина, мало отличающаяся от пассивных окраин, но более узкая; 2) глубоководная котловина окраинного моря; 3) вулканическая островная дуга; 4) глубоководный желоб; 5) краевой вал океана.
Рис. Активная окраина зондского типа
Краевые валы представляют собой пограничные поднятия между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана, вытянутые параллельно желобу.
Глубоководный желоб тесно сопряжён с вулканической дугой и в плане имеет обычно дугообразную форму, протягивающуюся на сотни, иногда более 1000 км. Глубина желобов достигает 11 км и в некоторой степени зависит от того, насколько он заполнен осадками. Внутренний склон желоба является местом накопления аккреционной призмы – осадочных пород соскребаемых с океанической коры в зоне субдукции и надвинутых на континентальную кору. Иногда эти аккреционные образования образуют внешнюю невулканическую дугу, поднимающуюся над уровнем океана.
Между внешней дугой и главной вулканической дугой простирается преддуговый прогиб, заполняемый осадками, сносимыми с вулканической дуги и представленными в основном граувакками. Они обычно несогласно залегают на породах аккреционной призмы и менее деформированы. При отсутствии внешней дуги осадки склона желоба обычно бывают осложнены гравитационными сбросами и оползнями.
Вулканические дуги протягиваются параллельно желобам на расстоянии около 200-300 км от их оси. Ширина самой активной вулканической зоны составляет не более 50 км, но во времени она нередко мигрирует.