Строение пассивной континентальной окраины, ее происхождение

Окраины Атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его половин и погружения отдельных краевых блоков континента, ввиду охлаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению.[1]

Этот тип континентальных окраин был, по существу, впервые выделен еще Э. Зюссом в 1885 г.

Пассивные окраины характерны для молодых океанов — Ат­лантического, кроме двух участков против Антильской и Южно-­Сандвичевой вулканических дуг, Индийского, кроме обрамления Зондской дуги, Северного Ледовитого, а также для антарктичес­кой окраины Тихого океана. Образовались они в процессе раскола суперконтинента Пангея, начавшегося около 200 млн летназад, и их возраст колеблется в пределах от этой даты до эоцена включительно.

В морфологии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкающий к суше и представляющий собой очень мелкое, до 200 м, дно океана или моря. Шельф обычно представляет собой подводное продолжение прибрежной равнины материкаШирина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане может достигать и более 1000 км. Иногда глубина т.н. высокого шельфа, достигает 300-500 м. Внешняя граница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна или бровкой шельфа.Поверхность шельфа представляет обычно аккумулятивную, реже абразионную равни­ну, но в ее выработке участвуют оба процесса и шельф в общем является зоной активного воздействия волн.Во время ледниковых эпох большие участки мелководного шельфа были сушей и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются моренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины –зандры. На Западно-Африканском шельфе во время низкого уровня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пределы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

От бровки шельфа начинается континентальный склон, представляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно не широкий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т.е. 3000-5000 м. Выполаживающаяся нижняя часть склона называется подножием континентального склона. Нередко континентальный склон изрезан глубокими, до 1 км, каньонами, выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны - это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими, наподобие лавин, со склонов и, благодаря, большей плотности, прорезающими осадочные породы континентального склона.

Значительная мощность (до 10-15 км), осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связана еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.[1]

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. 1). 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 обломочными осадками (например, яаалювиальными, озерными), во влажном климате угленосными, в аридном красноцветными, нередко прослоенными покровами толеитовых базальтов.

Вся эта структура формируется на рифтовой стадии развития будущей континентальной окраины, когда еще не произошло раз­деление континентов, но уже намечается их предстоящий раскол. Ее несогласно перекрывает плащ послерифтовых осадков, в арид­ном климате часто начинающийся эвапоритами, которые затем сменяются нормально-морскими отложениями. Все эти отложения плавно увеличивают свою мощность к бровке шельфа; их мощность отвечает размеру тектонического погружения, а если объем приносимого с суши материала превышает пространство возмож­ного осадконакопления, этот материал сбрасывается за пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдвигая бровку в океан. Это явление называется проградацией, или бо­ковым наращиванием. Для него типично образование последовательно наслаивающихся друг на друга клиноформ.

В аридном климате и при условии ограниченного поступления обломочного материала с суши бровка шельфа становится особенно подходящим местом для роста барьерных рифов. Здесь наблюдается сочетание таких благоприятных для этого условий, как прозрачная вода с хорошей аэрацией и притоком питательных веществ со стороны океана, небольшая глубина, постоянное погружение, достаточно медленное, чтобы за ним поспевал рост рифовых построек.

Рис. 1взят из лекций А. М. Никишина.

Присутствие в основании пострифового комплекса эвапоритов создает предпосылку для проявления соляного диапиризма. (рис. 2)

Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются переходной, или субокеанской, корой, т.е. резко утоненной, переработанной и часто пронизанной дайками основных магматитов первично-континентальной корой. Граница этой переходной коры и собственно океанской проходит в средней части континентального подножия (см. рис.2).

Итак, изучение пассивных континентальных окраин показало, что в своем развитии их строение претерпевает вполне закономерную эволюцию, в которой можно выделить три главные стадии: предрифтовую, рифтовую и послерифтовую, или спрединговую.

На предрифтовой стадии будущая пассивная окраина может испытать некоторое поднятие, но оно, видимо, не является обязательным и во всяком случае не всегда ведет к уничтожению размывом накопившегося ранее платформенного осадочного чехла. Отложения этого чехла могут, следовательно, рассматриваться как предрифтовые

На рифтовой стадии континентальная кора подвергается все нарастающему дроблению разрывами, обычно листрического типа, с образованием клавиатуры грабенов (полуграбенов) и горстов, заполнением грабенов обломочными континентальными осадками, внедрением даек основных пород, излияниями базальтов типа континентальных толеитов, утонением кристаллической коры, вверху путем ее хрупкого разрушения, внизу — пластического течения. 

В итоге нормальная континентальная кора замещается корой переходного типа — субокеанской.

Переход от рифтовой стадии к послерифтовой — это переход от рифтинга без нарушения сплошности континентальной коры к ее расколу, раздвигу с началом спрединга и новообразования океанской коры. Этот переход лучше всего фиксируется несогласным залеганием послерифтового комплекса на рифтовом, с перекрытием как горстовых выступов фундамента, так и осадков, выполняющих грабены. Это несогласие называется несогласием растяжения.

Рис. 2. Профиль через атлантическую пассивную окраину Север­ной Америки в Северной Каролине, по К. Хатчисону и др., 1981. Наверху — гравианомалии в свободном воздухе (Г) и магнитные аномалии (М): 1 — континентальная кора; 2 — то же, утоненная на рифтовои стадии и пронизанная интрузиями; 3 — океанская кора (второй и третий слои); 4, 5 — формации дорифтовой и рифтовой стадии (триас—юра), в том числе каменная соль (5); 6—8 — формации послерифтовой стадии (юра—квартер): шельфовые (6), карбонатной банки или барьерного рифа (7), океанские (8)

Сама пострифтовая стадия характеризуется плавным, а иногда и ступенчатым погружением уже сформированной пассивной окраины в сторону новообразованной океанской впадины и последовательным наращиванием осадков шельфа, нередко с их проградацией в сторону океана, а также континентального склона и подножия. Это погружение континентальной окраины объясняется охлаждением литосферы по мере удаления от оси спрединга в связи с расширением океана и в общем подчиняется той же закономерности, что и погружение океанской литосферы. Ему здесь дополнительно способствует возрастающая нагрузка накапливающихся осадков, т. е. оно является и термическим и изостатическим.[3]