Строение и развитие пассивных окраин

Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые
иыдолен еще Э. Зюссом в 1885 г., указавшим на различие между
двумя типами берегов — атлантическим, с несогласным срезани-
ем складчатых систем суши береговой линией океанов, развити-
ем широких прибрежных равнин и отсутствием параллельных бере-
гу островных дуг, и тихоокеанским, обладающим противополож-
ными признаками. В настоящее время главными особенностями
пассивных окраин надо считать их внутриплитное положение и
ми.'жую сейсмическую и вулканическую активность с отсутствием
глубинных сейсмофокальпых зон.

Пассивные, окраины характерны для 'молодых океанов — Ат-
лантического, кроме двух участков против Антильской и Южно-
<'.;шдвичевой вулканических дут, Индийского, кроме обрамления
Зондской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктичес-
кой окраины Тихого океана (рис. 11.1). Образовались они в про-
цессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн
.чет 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 прк-
брёжной равнины материка, обладает крайне пологим наклоном
п сторону моря и имеет изменчивую ширину, достигающую мно-
гих сотен километров; наиболее широкий шельф окаймляет арк-
тическое побережье России. Внешний край шельфа, называемый
«то бровкой, лежит в среднем на глубине 100 м, но может спус-
каться до 350 м (у берегов Антарктиды). Поверхность шельфа
представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равни-
ну, 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 от-
личается крутым ^уклоном, в среднем около 4°, но иногда гораз-
до больше, порядка 35 и даже до 90°. В его пределах глубина
океана увеличивается от 100—200 до 1500—3500 м. Границы с

-13

шельфом и континентальным подножием бывают выражены в
рельефе дна достаточно резкими перегибами, особенно первая.
Континентальное подножие может обладать значительной ши-
риной, до многих сотен
и даже тысячи кило-
метров (последнее —
в Индийском океане).
Оно полого наклонено
в сторону абиссальной
равнины (круче, чем
шельф, но много поло-
же, чем склон), и пе-
реход к последней зна-
менуется уменьшением
уклона до почти гори-
зонтального; он проис-
ходит на глубине око-
ло 5000 м. Континен-
тальное подножие ело-
жено мощной тол-
щей осадков; мощ-
ность их иногда превы-
шает 15 км, например
на североамериканской
окраине Атлантики;это
основная область раз-
грузки обломочного
и взвешенного матери-
ала, приносимого с су-
ши, область лавинной
седиментации, по вы-
ражению А. П. Лиси-
цына. Нередко подно-
жие представляет со-
бой славшиеся конусы
выноса подводных
каньонов и долин, про-
резающих континен-
тальный склон (и час-
тично само подножие)
и часто представляю-
щих продолжение реч-
ных долин суши. Осо-
бенно грандиозны та-
кие конусы выноса в
Индийском океане —
в Бенгальском заливе
на продолжении дель-
ты Ганга и Брахма-

Рис. 11.1. Обусловленность современней) размеще-
ния активных континентальных окраин контуром
раннемезозойской Пангеи, а пассивных континен-
тальных окраин — ее последовательным распадом
{см. рис. 10.10). Азимутально — равнодистанци-
онная проекция, в центральной части круга —
видимое полушарие, по периферии — обратное
полушарие. С. Ю — Северный и Южный полюсы.
По Э. Канасевичу и др. (1978), с изменениями:
1 — зоны субдукции и соответствующие им ак-
тивные континентальные окраины, 2 — пассивные
континентальные окраины; 3 — современные оси
спрединга Атлантического и Индийского океанов

путры, в Аравийском море — дельты Инда. Отметим также кону-
сы выноса Амазонки и Ориноко, Нигера и Конго в Атлантике и
Нил,.)—в Средиземном море. В составе их осадков значительную
роль играют турбидиты — продукт отложения из мутьевых пото-
ков и контуриты, отложенные придонными продольными течения-
ми.

Еще одним, но не обязательным элементом строения пассив-
ных окраин являются краевые плато. Они представляют собой опу-
щенные на глубину до 2—3 км периферические участки шельфа,
как бы ступени, отделенные от последнего либо уступом типа кон-
тинентального склона, либо желобом рифтового происхождения.
Последнее относится, в частности, к Квинслендскому краевому
плато на северо-восточной окраине Австралии. Другими примера-
ми краевых плато могут служить плато Эксмут, Уоллоби, Нату-
ралиста на западной окраине Австралии, Вёринг у берегов Нор-
вегии, Иберийское против Португалии и Сан-Паулу против Бра-
зилии в Атлантике и др. Ширина таких плато достигает первых
«отен километров.

Глубоководное бурение и сейсмопрофилирование показали, что
I шельфы и краевые плато обычно подстилаются той же консоли-
дированной континентальной корой, как и прилегающая часть ма-
терика, но эта кора утонена до 25—30 км, разбита разломами и
пронизана дайками основных пород. Кс верхняя часть обычно
представляет .чередование горстов и грабенов или иолуграбенов,
обычно с наклоном поверхности блоков фундамента и слоев в гра-
бене в сторону континента и увеличением мощности осадков в них
и том же направлении (рис. 11.2). Сбросы, разделяющие горсты
и грабены, часто относятся к типу листрических сбросов, выпола-
живающихся с глубиной в сторону океана. В средней части коры
пли на границе Мохо они могут сливаться в единую поверхность
срыва, полого наклоненную в ту же сторону. Грабены бывают вы-
полнены континентальными обломочными осадками, во влажном
климате угленосными, в аридном красноцветными, нередко про-
слоенными покровами толеитовых базальтов.

Вся эта структура формируется на рифтовой стадии развития
будущей континентальной окраины, когда еще не произошло раз-
деление континентов, но уже намечается их предстоящий раскол.
Ее несогласно перекрывает плащ послерифтовых осадков, в арид-
ном климате часто начинающийся эвапоритами, которые затем
сменяются нормально-морскими отложениями. Все эти отложения
плавно увеличивают свою мощность к бровке шельфа; их мощ-
ность отвечает размеру тектонического погружения, а если объем
приносимого с суши материала превышает пространство возмож-
ного осадконакопления (см. 9.1), этот материал сбрасывается за
пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдвигая
бровку н океан. Это явление называется проградацией, или бо-
ковым наращиванием. Для него типично образование последова-
тельно наслаивающихся друг на друга клиноформ, которые луч-
ше всего видны на сейсмических профилях (рис. 11.3). Собствен-

4- 4- + 4- 4-4

Рис. 11.2. Профиль через атлантическую пассивную окраину Север-
ной Америки в Северной Каролине, по К. Хатчисону и др., 1982.
Наверху — гравианомалии в свободном воздухе (Г) и магнитные

аномалии (М) :

/ — континентальная кора; 2 — то же, утоненная на рифтовой
стадии и пронизанная интрузиями; 3 — океанская кора (второй н
третий слои); 4, 5 — формации дорифтовой и рифтовой стадий
(триас—юра), в том числе каменная соль (5); 6—8 — формации
послерифтовой стадии (юра—квартер): шельфовые (6), карбонатной
банки или барьерного рифа (7), океанские (Я)

но говоря, весь шельф представляет собой комплекс таких клино-
форм, как это можно видеть на примере северной окраины Мек-
сиканского залива (Галф-Кост).

В аридном климате и при условии ограниченного поступления
обломочного материала с суши бровка шельфа становится осо-
бенно подходящим местом для роста барьерных рифов. Здесь на-
блюдается сочетание таких благоприятных для этого условий,
как прозрачная вода с хорошей аэрацией и притоком питательных
веществ со стороны океана, небольшая глубина, постоянное по-
гружение, достаточно медленное, чтобы за ним поспевал рост ри-
фовых построек. Именно в таких условиях развивается современный

Рис. 11.3. Клиноформы: на пассивной окраине западной Флориды (/), по

р. Пратту (1967), и в неокомских отложениях Западной Сибири (II), по Ю. А,

Михайлову и А. Е. Шлезингеру (1989)

эольшой Барьерный риф северо-восточной Австралии, а в раннем
1елу вся пассивная атлантическая окраина Северной Америки
[казалась опоясанной барьерным рифом, протянувшимся от Мек-
[ики до Ньюфаундленда.

В основании барьерных рифов и вообще под краем шельфа
Ьейсмика часто устанавливает существование погребенного крае-
вого поднятия, которое может представлять собой либо горст
Фундамента, либо магматическое тело (в последнем случае ему
должна соответствовать магнитная аномалия).

Избыток обломочного материала, если он имеется, прорыва-
'тся через цепочку барьерных рифов вдоль подводных каньонов,
рассекающих континентальный склон, и поступает на континен-
тальное подножие, наращивая его осадочную призму.

Пострифовый осадочный комплекс, особенно в своей нижней
части, нередко также оказывается нарушенным сбросами обычно
(•равитационного происхождения, например на окраинах Мекси-
канского залива, Бразилии, в подводной дельте Нигера. Эти сбро-
сы развиваются одновременно с накоплением осадков, т. е. консе-
шментационно, и мощность осадков в их нижнем, висячем, крыле
ролыпе, чем в противоположном.

На ряде окраин, в частности на атлантической окраине Брази-
|ши, в верхней ее части, наблюдается гравитационное растяжение,
в нижней части, как показали П. Кобболд, и П. Сатмари, оно
компенсируется сжатием, создающим линейную складчатость с
Характерным дугообразным изгибом осей.

Присутствие в основании пострифового комплекса эвапоритов
|;оздает предпосылку для проявления соляного диапиризма, ярко