Материал: геотектоника
36
3.3.
Области
перехода
континент
–
океан
Переход
от
океанических
сегментов
литосферных
плит
к
континен
-
тальным
выражен
пассивными
,
активными
и
трансформными
типами
окраин
континентов
,
хотя
они
в
такой
же
мере
являются
окраинами
оке
-
анов
,
поскольку
занимают
около
20 %
их
площади
.
Строение
и
развитие
пассивных
окраин
континентов
обуслов
-
лено
историей
геологического
развития
,
в
начале
которого
происходил
континентальный
рифтогенез
с
последующей
эволюцией
континен
-
тальных
рифтов
в
зоны
океанического
спрединга
,
выраженного
средин
-
но
-
океаническими
хребтами
.
В
настоящее
время
главными
особенно
-
стями
пассивных
окраин
являются
их
внутриплитное
положение
,
низ
-
кая
вулканическая
и
сейсмическая
активность
с
отсутствием
глубинных
сейсмофокальных
зон
.
Пассивные
окраины
характерны
для
Атлантиче
-
ского
,
Индийского
,
Северного
Ледовитого
океанов
,
а
также
для
антар
-
ктической
окраины
Тихого
океана
.
Их
возраст
изменяется
от
200
млн
лет
назад
до
эоцена
включительно
.
В
строении
пассивных
окраин
выде
-
ляются
шельф
,
континентальный
склон
и
континентальное
подножие
.
Шельф
–
это
подводное
продолжение
прибрежной
равнины
мате
-
рика
.
Средняя
глубина
моря
в
пределах
шельфа
составляет
около
200
м
.
Одним
из
элементов
пассивных
окраин
могут
быть
краевые
плато
–
опущенные
на
глубину
2–3
км
участки
шельфа
,
отделенные
от
него
тектоническими
уступами
либо
рифтовым
трогом
.
Ширина
таких
пла
-
то
может
достигать
нескольких
сотен
километров
.
Шельфы
и
краевые
плато
подстилаются
корой
континентального
типа
,
такой
же
,
как
и
кора
прилегающего
материка
,
но
утоненной
до
25
км
,
нарушенной
много
-
численными
разломами
и
дайками
пород
основного
состава
.
Горсты
и
грабены
разделены
листрическими
сбросами
,
выполаживающимися
в
сторону
океана
.
В
средней
части
коры
или
в
ее
подошве
они
сливаются
в
единую
поверхность
срыва
,
полого
наклоненную
в
ту
же
сторону
.
Гра
-
бены
часто
выполнены
различными
континентальными
осадками
,
ко
-
торые
вверх
по
разрезу
сменяются
лагунными
и
нормально
-
морскими
отложениями
.
Для
разрезов
морских
отложений
характерны
трансгрес
-
сивно
-
регрессивные
циклы
,
обусловленные
эвстатическими
колебани
-
ями
уровня
океана
.
Мощность
всех
этих
отложений
плавно
возрастает
к
бровке
шельфа
.
Осадочный
материал
может
выноситься
за
пределы
шельфа
,
образуя
наслаивающиеся
друг
на
друга
клиноформы
,
обеспе
-
чивающие
продвижение
(
пропагацию
)
шельфа
в
сторону
континенталь
-
ного
склона
.
В
аридном
климате
при
ограниченном
поступлении
мате
-
риала
с
суши
бровка
шельфа
может
быть
отмечена
барьерными
рифами
.
37
Континентальный
склон
представляет
полосу
дна
шириной
не
более
200
км
.
Его
средний
наклон
около
4°
осложняется
более
круты
-
ми
участками
и
вертикальными
уступами
.
Подошва
континентального
склона
расположена
на
глубинах
1500–3500
м
.
Континентальные
скло
-
ны
и
внутренние
части
континентальных
подножий
подстилаются
субо
-
кеанической
корой
–
резко
утоненной
,
пронизанной
дайками
основных
пород
первично
континентальной
корой
.
Континентальное
подножие
по
ширине
может
достигать
1000
км
,
а
его
предельная
глубина
составляет
5000
м
.
Оно
сложено
мощной
толщей
(15
и
более
километров
)
осадков
,
сформированных
в
процессе
лавинной
седиментации
.
Часто
это
слившиеся
в
единый
шлейф
кону
-
сы
выноса
подводных
каньонов
и
долин
,
представляющих
подводное
продолжение
крупных
рек
суши
.
В
основном
это
отложения
мутьевых
потоков
(
турбидиты
),
придонных
течений
(
контуриты
),
а
также
подво
-
дных
оползней
(
гравитационные
олистостромы
).
В
развитии
пассивных
окраин
выделяют
три
главные
стадии
:
пред
-
рифтовую
,
рифтовую
и
пострифтовую
,
или
спрединговую
(
дрифтовую
).
На
предрифтовой
стадии
будущая
пассивная
окраина
может
ис
-
пытывать
некоторое
поднятие
,
в
результате
которого
какая
-
то
часть
ра
-
нее
сформировавшегося
платформенного
чехла
может
быть
размыта
,
а
оставшаяся
часть
может
рассматриваться
как
предрифтовая
.
На
рифтовой
стадии
кора
подвергается
интенсивному
дроблению
раз
-
ломами
листрического
типа
с
образованием
грабенов
,
полуграбенов
и
гор
-
стов
.
Грабены
заполняются
обломочными
континентальными
осадками
,
внедрением
даек
основных
пород
,
излияниями
базальтов
типа
континен
-
тальных
толеитов
,
утонением
коры
за
счет
ее
латерального
растяжения
.
На
пострифтовой
стадии
происходит
раскол
коры
,
начинается
спре
-
динг
с
образованием
океанической
коры
.
Переход
к
спредингу
фиксирует
-
ся
несогласным
залеганием
пострифтового
комплекса
на
рифтовом
.
Это
несогласие
называется
несогласием
растяжения
(breakup unconformity).
Оно
позволяет
датировать
начало
спрединга
в
сопряженном
океаниче
-
ском
бассейне
.
Аналогичное
значение
имеет
смена
континентальных
толеитов
океаническими
.
Пострифтовая
стадия
характеризуется
также
постепенным
погружением
пассивной
окраины
и
последовательным
на
-
ращиванием
мощности
шельфовых
осадков
.
Это
обусловлено
,
с
одной
стороны
,
последовательным
охлаждением
окраины
по
мере
ее
удаления
от
оси
спрединга
,
а
с
другой
–
нарастанием
мощности
осадков
.
Выделяется
особый
тип
пассивных
окраин
–
вулканические
окраи
-
ны
.
Он
формируется
при
наложении
на
формирующийся
рифт
мантий
-
ного
плюма
.
38
Активные
окраины
континентов
имеют
более
сложное
строе
-
ние
,
чем
пассивные
.
В
отличие
от
пассивных
окраин
,
являющихся
вну
-
триплитными
структурами
,
они
напрямую
связаны
с
конвергентными
границами
литосферных
плит
,
поэтому
их
главная
особенность
–
нали
-
чие
активной
зоны
субдукции
.
Выделяются
приконтинентальный
(
вос
-
точно
-
тихоокеанский
)
и
островодужный
(
западно
-
тихоокеанский
)
типы
активных
окраин
.
Зоны
субдукции
в
рельефе
дна
океанов
выражены
закономерным
сочетанием
морфоструктур
.
Линия
непосредственного
контакта
ли
-
тосферных
плит
проходит
вдоль
оси
глубоководного
желоба
.
Глубина
океана
над
желобом
может
достигать
11
км
(
Марианская
впадина
).
По
материалам
лазерной
и
радарной
альтиметрии
глубоководные
желоба
отчетливо
выражены
на
водной
поверхности
,
где
их
глубина
составляет
10–15
м
.
Поперечный
профиль
глубоководных
желобов
асимметричен
.
Погружающееся
(
субдуцирующее
)
крыло
пологое
(
около
5°),
а
висячее
более
крутое
(10–20°).
Дно
желоба
узкое
(
от
первых
сотен
метров
до
нескольких
километров
).
Со
стороны
погружающейся
плиты
желоб
мо
-
жет
быть
оконтурен
пологим
краевым
валом
с
относительной
высотой
200–1000
м
.
С
противоположной
стороны
параллельно
желобу
прохо
-
дят
подводные
и
(
или
)
надводные
гряды
,
образующие
невулканическую
внешнюю
островную
дугу
,
которая
междуговым
бассейном
отделена
от
внутренней
вулканической
дуги
.
Иногда
внешняя
дуга
не
образуется
,
и
ее
место
занимает
резкий
перегиб
подводного
рельефа
у
бровки
желоба
.
Далее
,
в
сторону
континента
располагается
задуговой
бассейн
(
глубоко
-
водная
котловина
окраинного
моря
)
,
а
за
ним
собственно
континенталь
-
ная
окраина
,
мало
отличающаяся
от
пассивных
окраин
,
но
обычно
бо
-
лее
узкая
.
Такой
набор
морфоструктур
характеризует
островодужный
(
западно
-
тихоокеанский
)
тип
активных
окраин
.
В
случае
приконтинентального
,
или
восточно
-
тихоокеанского
типа
активной
окраины
,
когда
глубоководный
желоб
примыкает
непо
-
средственно
к
континенту
.
Крутой
склон
желоба
одновременно
является
и
континентальным
склоном
и
узким
шельфом
.
Ширина
всей
этой
зоны
около
200
км
.
При
обильном
поступлении
осадочного
материала
желоб
может
быть
полностью
им
заполнен
и
в
рельефе
дна
не
выражен
.
В
этом
случае
он
выделяется
по
геофизическим
данным
.
Аналогом
невулкани
-
ческой
дуги
является
береговой
хребет
,
который
продольными
долинами
(
аналог
междугового
бассейна
)
отделяется
от
главного
хребта
с
вулка
-
ническими
постройками
(
аналог
вулканической
дуги
).
Далее
располага
-
ется
полоса
равнинного
рельефа
.
Анды
–
наиболее
мощная
и
представи
-
тельная
из
современных
горных
систем
такого
происхождения
.
39
Геофизическое
выражение
зон
субдукции
имеет
сложный
характер
.
По
сейсмологическим
данным
они
выражены
сейсмофокальными
зона
-
ми
(
зонами
Заварицкого
-
Беньофа
)
,
которые
представляют
совокупность
очагов
землетрясений
,
уходящих
на
глубину
под
крутое
крыло
глубоко
-
водного
желоба
вдоль
наклонной
поверхности
.
Это
явление
объясня
-
ется
погружением
жесткой
литосферной
плиты
до
определенной
глу
-
бины
,
при
котором
возникают
очаги
упругих
колебаний
.
Дальнейшее
погружение
при
повышении
температуры
и
давления
носит
асейсмич
-
ный
характер
вследствие
снижения
упругих
свойств
литосферы
.
Глу
-
бинность
зон
зависит
в
основном
от
зрелости
погружающейся
литос
-
феры
,
которая
с
возрастом
охлаждалась
и
увеличивала
свою
толщину
.
На
глубинность
зон
влияет
также
скорость
субдукции
.
При
больших
ее
значениях
погружающаяся
литосфера
сохраняет
свои
упругие
свойства
на
больших
глубинах
.
В
окраинно
-
материковых
системах
наклон
зон
субдукции
всегда
направлен
в
сторону
континента
.
В
зонах
субдукции
океанского
(
марианского
)
типа
направление
наклона
сейсмофокальных
зон
определяется
направлением
,
в
котором
древняя
океанская
литосфе
-
ра
погружается
под
молодую
литосферу
и
не
зависит
от
расположения
ближайшего
континента
.
Профиль
зон
Заварицкого
–
Беньофа
с
глубиной
испытывает
зако
-
номерные
изменения
.
Углы
наклона
у
поверхности
составляют
10–35°
по
мере
погружения
сначала
незначительно
,
затем
обычно
происходит
отчетливый
перегиб
,
за
которым
возможно
и
дальнейшее
нарастание
уклона
вплоть
до
вертикального
.
Внутреннее
строение
зон
Заварицкого
–
Беньофа
закономерно
меня
-
ется
с
глубиной
.
Близ
поверхности
(
под
желобом
)
очаги
землетрясений
размещаются
внутри
литосферы
,
в
основном
в
ее
верхней
части
,
ис
-
пытывающей
растяжение
,
реже
в
средней
части
в
условиях
сжатия
.
И
в
том
,
и
в
другом
случае
оси
напряжений
ориентированы
поперек
желоба
и
обусловлены
упругим
изгибом
литосферы
перед
ее
погружением
в
зону
субдукции
.
Ниже
15
км
субдукция
может
быть
асейсмичной
вслед
-
ствие
выделения
из
океанической
коры
большого
количества
воды
,
воз
-
никновения
сверхвысокого
давления
и
снижения
трения
.
Далее
на
про
-
тяжении
нескольких
десятков
километров
сосредоточена
максимальная
сейсмическая
активность
.
Глубже
,
где
погружающаяся
литосфера
выхо
-
дит
из
соприкосновения
с
висячим
крылом
и
погружается
в
астеносфе
-
ру
,
все
очаги
снова
расположены
внутри
слэба
.
Они
фиксируют
сжатие
или
растяжение
,
ориентированные
по
наклону
слэба
.
Если
в
астеносфе
-
ру
погружается
древняя
мощная
литосфера
,
сейсмические
очаги
обра
-
зуют
в
ней
двойные
сейсмофокальные
зоны
,
которые
прослеживаются
40
на
глубинах
до
150
км
.
Еще
глубже
зона
Заварицкого
–
Беньофа
продол
-
жается
цепочкой
очагов
в
верхней
части
литосферы
,
образующихся
в
условиях
сжатия
,
ориентированного
по
наклону
слэба
.
Сейсмичность
над
зонами
Заварицкого
–
Беньофа
определяется
в
основном
мощностью
литосферы
в
висячем
крыле
,
а
также
распределе
-
нием
и
интенсивностью
проходящего
через
нее
теплового
потока
.
В
островных
дугах
сейсмичность
над
зоной
Заварицкого
–
Беньофа
начинается
у
желоба
и
прослеживается
на
500
км
и
более
.
Это
преиму
-
щественно
неглубокие
(
до
30
км
)
очаги
.
В
целом
они
формируют
го
-
ризонтальную
систему
,
приуроченную
к
верхам
литосферы
и
отделен
-
ную
от
зоны
Заварицкого
–
Беньофа
клином
разогретых
до
температуры
1500 °
С
пород
.
Вблизи
вулканической
дуги
наблюдается
асейсмичный
фронт
шириной
несколько
десятков
километров
.
На
активных
окраинах
андского
типа
с
мощной
континентальной
литосферой
сейсмические
очаги
над
зоной
Заварицкого
–
Беньофа
рас
-
пространены
в
основном
в
пределах
верхних
ста
километров
.
Методы
сейсмической
томографии
дают
трехмерное
изображение
погружающегося
слэба
,
пересекающего
астеносферу
.
При
этом
в
одних
зонах
слэб
,
дойдя
до
глубины
660
км
,
где
вязкость
пород
резко
возрас
-
тает
в
10–30
раз
,
изгибается
и
следует
вдоль
этой
границы
.
В
других
зонах
он
следует
наклонно
,
уходя
в
нижнюю
мантию
,
где
постепенно
теряет
свои
очертания
.
Магнитотеллурическое
зондирование
позволяет
выделить
наклон
-
ную
проводящую
область
над
кровлей
слэба
и
вертикальную
–
под
вул
-
каническим
поясом
.
По
данным
гравиметрии
перед
глубоководным
желобом
в
океане
прослеживаются
положительные
аномалии
(40–60
мГл
),
совпадающие
с
краевым
валом
.
Над
глубоководным
желобом
появляется
резкая
от
-
рицательная
аномалия
(
от
120
до
300
мГл
).
По
данным
магнитометрии
вдоль
внутреннего
края
желоба
обна
-
руживаются
положительные
магнитные
аномалии
.
Иногда
за
желобом
прослеживаются
в
ослабленном
виде
полосовые
магнитные
аномалии
.
Геотермические
наблюдения
показывают
снижение
теплового
по
-
тока
по
мере
погружения
относительно
холодной
литосферы
и
резкого
его
увеличения
в
области
активных
вулканов
.
Геологическое
выражение
зон
субдукции
проявляется
в
специфике
седиментации
,
тектонических
деформаций
,
магматизма
и
метаморфиз
-
ма
.
В
обстановках
окраинно
-
материкового
(
андского
)
типа
в
глубоко
-
водном
желобе
накапливаются
флишоидные
отложения
,
терригенные
и
туфогенные
турбидиты
.
Важно
отметить
,
что
независимо
от
длитель
-