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 (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 оссии. 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, по выражению А.П. Лисицына. 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 конусы 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. Последнее относится, в частности, к Квинслендскому краевому плато на северо-восточной окраине Австралии. Другими примерами краевых плато могут служить плато Эксмут, Уоллоби, Натуралиста на западной окраине Австралии, Вёринг у берегов Норвегии, Иберийское против Португалии и Сан-Паулу против Бразилии в Атлантике и др. Ширина таких плато достигает первых сотен километров.

Рис. 11.2. Профиль через атлантическую пассивную окраину Северной Америки в Северной Каролине, по К. Хатчисону и др., 1982. Наверху -- гравитационные аномалии в свободном воздухе (Г) и магнитные аномалии (М) : 1 -- континентальная кора; 2 -- то же, утоненная на рифтовой стадии и пронизанная интрузиями; 3 -- океанская кора (второй и 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 (8)

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 и том же направлении (рис. 11.2). 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, 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 (см. 9.1), этот материал сбрасывается за пределы шельфа и последовательно его наращивает, выдвигая бровку н океан. Это явление называется проградацией, или боковым наращиванием. Для него типично образование последовательно наслаивающихся друг на друга клиноформ, которые лучше всего видны на сейсмических профилях (рис. 11.3). Собственно говоря, весь шельф представляет собой комплекс таких клиноформ, как это можно видеть на примере северной окраины Мексиканского залива (Галф-Кост).

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. Именно в таких условиях развивается современный большой Барьерный риф северо-восточной Австралии, а в раннем мелу вся пассивная атлантическая окраина Северной Америки оказалась опоясанной барьерным рифом, протянувшимся от Мексики до Ньюфаундленда.

Рис. 11.3. Клиноформы: на пассивной окраине западной Флориды (I), по Р. Пратту (1967), и в неокомских отложениях Западной Сибири (II), по Ю.А. Михайлову и А.Е. Шлезингеру (1989)

В основании барьерных рифов и вообще под краем шельфа сейсмика часто устанавливает существование погребенного краевого 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, прорывается через цепочку барьерных рифов вдоль подводных каньонов, рассекающих континентальный склон, и поступает на континентальное подножие, наращивая его осадочную призму.

Пострифовый осадочный комплекс, особенно в своей нижней части, нередко также оказывается нарушенным сбросами обычно гравитационного происхождения, например на окраинах Мексиканского залива, Бразилии, в подводной дельте Нигера. Эти сбросы развиваются одновременно с накоплением осадков, т.е. конседиментационно, и мощность осадков в их нижнем, висячем, крыле больше, чем в противоположном.

На ряде окраин, в частности на атлантической окраине Бразилии, 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 создает предпосылку для проявления соляного диапиризма, ярко выраженного вдоль бразильской, габокской и ангольской окраин Южной Атлантики и в некоторых других районах. На границе шельфа и склона может наблюдаться выдавливание соли с образованием соляных валов, как в Мексиканском заливе. Подобные проявления диапиризма на континентальных окраинах бывают связаны не только с солями, но и с сохранившими пластичность глинами, например в дельтах Нигера и Миссисипи. Интересный факт сходного порядка был недавно обнаружен на подводной окраине Португалии -- выдавливание серпентинизированных верхов мантии.

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. 11.2); ее трудно уловить под мощной толщей осадков. Во всяком случае, границу континент/океан нельзя автоматически совмещать с зоной континентального склона, как это делалось раньше, ибо положение последней часто определяется не тектоническими, а экзогенными факторами. Наращивание осадками, проградация может привести к тому, что шельф выдвинется в сторону океана и распространится на область развития океанской коры, как это случилось в районе дельты Нигера в кайнозое. Напротив, подмыв континентального склона контурными придонными течениями приводит к его отступанию в сторону континента, что и произошло под влиянием Гольфстрима в эоцене на юге североамериканской окраины Атлантики.

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 (ее еще называют дрифтовой).

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. К ним относятся, например, отложения палеозоя в районе Ньюфаундленда, триаса и юры на западной окраине Австралии и т.п.

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 хрупкного 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 (англ, breakup unconformity). Оно позволяет датировать начало спрединга в смежном океанском бассейне, что не всегда удается сделать другими методами. Так, время начала спрединга в Амеразийском бассейне Северного Ледовитого океана, где нет хорошо выраженных линейных магнитных аномалий, удалось определить как рубеж раннего и позднего мела (ранее оно считалось раннемеловым или даже позднеюрским). Аналогичное значение имеет смена континентальных толеитов океанскими, например, на Атлантической окраине США, а также возраст основных даек, пронизывающих континентальную кору. Так, по возрасту даек п-ова Лабрадор удалось подтвердить, что раскрытие раннепалеозойского океана Япетус произошло на границе докембрия и кембрия.

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 и 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 (см. гл. 10). Этому здесь дополнительно способствует возрастающая нагрузка накапливающихся осадков, т.е. оно является и термическим и изостатическим. На начальной фазе раскрытия бассейн с океанской корой является еще очень узким, типа современного Красного моря, и тогда в аридном климате, особенно если он отгорожен от другого океана барьером поднятий вдоль трансформного разлома, как это было в апте с Анголо-Бразильским сегментом Южной Атлантики, он превращается в солеродный бассейн и в основании пострифтового чехла накапливается толща эвапоритов. В других случаях эта начальная фаза может сопровождаться или предшествоваться интенсивным субаэральным базальтовым вулканизмом.

Это наблюдается, к примеру, в юго-западной Гренландии и на подводном плато Вёринг у побережья Норвегии, которые в начале кайнозоя только начали разъединяться и где в это время накопилась многокилометровая толща базальтов, приобретших затем наклон к океану. Следует заметить, что ось начавшегося спрединга может не совпадать с осью предшествующего рифтинга, а оказаться сдвинутой по отношению к ней в ту или другую сторону, как это случилось, например, с осью спрединга в Центральной Атлантике, смещенной к востоку по отношению к оси континентального рифта, оставшегося в результате на современном побережье Северной Америки.

На несколько более поздней фазе раскрытия молодой океанский бассейн расширяется, но может оставаться все же в не вполне свободном сообщении с открытым океаном. В этих условиях на его ложе и окраинах при недостатке кислорода могут отлагаться черные сланцы, обогащенные органическим веществом. Такие сланцы широко распространены среди отложении низов верхнего мела в Атлантике, а также в Индийском океане.

Таким образом, вверх по разрезу пострифтового комплекса наблюдается изменение состава осадков на все более открытоморские. Эта общая тенденция осложняется влиянием экстатических колебаний уровня океана, вызывающих чередование более мелководных и относительно более глубоководных осадков и перерывы в осадконакоплении.

Процесс рифтогенеза иногда возобновляется и на пострифтовой 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 трансфертных 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. Так, типичным шельфовым образованием пассивной окраины является супергруппа Гурон Канадского щита, обнаженная на северо-западном побережье оз. Верхнего и послужившая стратотипом нижнего протерозоя. В юго-восточном направлении супергруппа Гурон заметается более глубоководными отложениями супергруппы Анимики. На периферии Тихого океана образования типа пассивных окраин появляются в среднем и позднем рифее в Северной Америке и Австралии. С кембрия они получают широкое распространение практически на всех континентах. У нас хорошо изучена нижне-среднепалеозойская пассивная окраина Восточно-Европейского континента, обращенная к Уралу и возникшая в ордовике. В ее составе выделяются и отложения шельфа, слагающие большую часть западного склона Урала, и впервые установленные В.Н. Пучковым батиальные отложения континентального склона, распространенные в Лемвинской зоне на севере и Сакмарской зоне на юге этой складчатой системы.

В своем дальнейшем развитии древние пассивные окраины подвергались надвиганию или, вернее, пододвигались под сближавшиеся с ними островные дуги, микроконтиненты или даже континенты. В результате слагавшие их осадочных комплексы испытывали интенсивное сжатие и соответствующие деформации, сминашсь в складки, нарушались надвигами, образовывали пластины шарьяжей, часто срываясь со своего фундамента и (или) расслаиваясь вдоль более пластичных толщ. При этом листрические сбросы могли превращаться в надвиги, чтобы иногда затем, при повторном раскрытии новых океанов, снова превратиться в такие же сбросы, как это случилось, по данным сейсмики, с каледонскими надвигами на северо-западной подводной окраине Шотландии. В складчатых поясах геологического прошлого на основе пассивных окраин образуются их внешние зоны, а затем и передовые (краевые) прогибы, заполняемые молассами. В классической геосинклинально-орогенной терминологии пассивным окраинам, вовлеченным в складчато-надвиговые деформации, соответствует понятие «миогеосинклиналь», введенное Г. Штилле и Дж.М. Кэем и впоследствии замененное на «миогеоклиналь» Р. Дитцем и Дж. Холденом, учитывая односторонний наклон слоев к океану, а не синклинальную форму их залегания.

Глубоководный желоб, островные дуги, окраинные моря, сейсмофокальная зона, аккреционная призма осадков

Глубоководные желоба

В окраинных частях океанов обнаружены особые формы рельефа дна -- глубоководные желоба. Это сравнительно узкие впадины с крутыми, отвесными склонами, тянущиеся на сотни и тысячи километров. Глубина таких впадин очень велика. Глубоководные желоба имеют почти ровное дно. Именно в них находятся самые большие глубины океанов. Обычно желоба расположены с океанической стороны островных дуг, повторяя их изгиб, или протягиваются вдоль материков. Глубоководные желоба -- это переходная зона между материком и океаном.

Образование желобов связано с движениемлитосферных плит. Океаническая плита изгибается и как бы «ныряет» под континентальную. При этом край океанической плиты, погружаясь в мантию, образует желоб. Районы глубоководных желобов находятся в зонах проявления вулканизма и высокой сейсмичности. Это объясняется тем, что желоба примыкают к краям литосферных плит.

По мнению большинства ученых, глубоководные желоба считаются краевыми прогибами и именно там идет интенсивное накопление осадков разрушенных горных пород.

Самый глубокий на Земле -- Марианский желоб. Его глубина достигает 11022 м. Он был обнаружен в 50-е годы экспедицией на советском исследовательском судне «Витязь». Исследования этой экспедиции имели очень большое значение для изучения желобов.

Больше всего желобов в Тихом океане.

ОСТРОВНЫЕ ДУГИ (а. island arcs, festoon islands; н. Inselbogen; ф. arcs insulaires, guirlandes insulaires; и. arсоs insulares, arсоs islenоs, arсоs insulanos) -- цепи вулканических островов, протягивающиеся по окраинам океанов и отделяющие океаны от краевых (окраинных) морей и континентов. Типичный пример -- Курильская дуга.

Островные дуги со стороны океанов всегда сопровождаются глубоководными желобами, которые протягиваются параллельно им на расстоянии от них в среднем 150 км. Общий размах рельефа между вершинами вулканов островных дуг (высота до 2-4 км) и впадинами глубоководных желобов (глубина до 10-11 км) составляет 12-15 км. Островные дуги -- самые грандиозные из известных на Земле горных цепей. Приокеанические склоны островных дуг на глубине 2-4 км заняты преддуговыми бассейнами шириной 50-100 км. Они выполнены многокилометровой толщей осадков. В некоторых островных дугах (например, Малые Антильские острова) преддуговые бассейны подверглись складчатости и надвигообразованию, их внешние части подняты выше уровня моря, образуя внешнюю невулканическию дугу. Подножие островных дуг вблизи глубоководного желоба имеет чешуйчатое строение: состоит из серии тектонических пластин, наклонённых в сторону островных дуг. Сами островные дуги образованы активными или действовавшими в недавнем прошлом наземными и подводными вулканами. В их составе главное место занимают средние лавы-андезиты, принадлежащие к т.н. известково-щелочной серии, но присутствуют также как более основные (базальты), так и более кислые (дациты, риолиты) лавы.

Вулканизм современных островных дуг начался от 10 до 40 млн. лет назад. Некоторые островные дуги наложились на более древние дуги. Различают островные дуги, возникшие на океанической (энсиматические островные дуги, например Алеутская и Марианская дуги) или континентальной (энсиалические островные дуги, например Новая Каледония) коре. Островные дуги расположены вдоль границ сближения литосферных плит. Под ними располагаются глубинные сейсмофокальные зоны (зоны Заварицкого -- Беньоффа), уходящие наклонно под островными дугами на глубину до 650-700 км. Вдоль этих зон океанические литосферные плиты погружаются в мантию. С процессом погружения плит и связан вулканизм островных дуг. В зонах островных дуг формируется новаяконтинентальная кора. Вулканические комплексы, не отличимые от вулканических пород современных островных дуг, обычны для фанерозойских складчатых поясов, которые, очевидно, возникли на месте древних островных дуг. С островными дугами связаны многочисленные полезные ископаемые: медно-порфировые руды, стратиформные сульфидные свинцово-цинковые залежи типа куроко (Япония), руды золота; в осадочных бассейнах -- преддуговых и тыловодужных -- известны скопления нефти и газа.

Окраинные моря -- это моря, которые характеризуются свободным сообщением с океаном и, в ряде случаев, отделённые от них цепью островов или полуостровами. Хотя окраинные моря лежат на шельфе, на характер донных отложений, климатический и гидрологический режимы, фауну и флору этих морей сильное влияние оказывает не только материк, но и океан. Окраинным морям присущи океанские течения, которые возникают благодаря океаническим ветрам. К морям такого типа относятся, например, Берингово, Охотское, Японское, Восточно-Китайское, Южно-Китайское, Карибское моря.

Сейсмофокальные зоны являются активными структурами области перехода от континента к океану, которые определяют процессы формирования и развития системы островных дуг, а также размещение гипоцентров землетрясений, очагов магмообразования и металлогенических провинций. Не случайно к ним привлечено внимание исследователей разных специальностей.

В работе развивается новый взгляд на природу сейсмофокальной зоны, альтернативный внедренной литосферной плите. Пользуясь основными положениями теории дислокаций, проведена крупномасштабная аналогия с образцом и очагом сильного землетрясения, которые находятся под воздействием сил сжатия и растяжения. В результате действия этих сил образуется система максимальных касательных напряжений в двух взаимно-перпендикулярных плоскостях, наклоненных под углом 450 к действующим силам. В качестве такого крупномасштабного образца принята вся зона перехода. С этих позиций сейсмофокальная зона представляется системой сверхглубинных разломов, находящихся в постоянном поле максимальных касательных напряжений, и является одной из нодальных плоскостей теории дислокаций. Система глубинных разломов должна тонко реагировать на изменение термодинамических условий и может способствовать развитию в зоне различных физико-химических процессов. Сейсмофокальная зона является постоянным энергетическим «каналом», влияющим на формирование и развитие структур переходной зоны от континента к океану.

Особая роль сейсмофокальной зоны в формировании и развитии структур переходной области от континента к океану проявляется в местах ее пересечения со слоями тектоносферы с разными физическими свойствами. В слоях повышенной скорости эта энергия будет постоянно накапливаться и может достичь предельных значений, которые приведут к подвижке отдельных блоков, т.е. к землетрясению. А в астеносферных слоях пониженной скорости (пониженной вязкости) эта энергия будет релаксировать, повышая температуру слоя и, в конечном счете, может приводить отдельные его участки до состояния частичного плавления.

Весьма примечательно, что Курило-Камчатская островная дуга и вулканические цепи, располагаются над областью пересечения астеносферного слоя (на глубине 120-150 км) сейсмофокальной зоной. Аналогичная область пересечения с сейсмофокальной зоной наблюдается и под Охотской котловиной, где отмечена область частичного плавления {Гордиенко и др., 1992).

Выполненные многими исследователями (Kamiya et al., 1989; Suetsugu, 1989; Gorbatov et al., 2000) томографические построения показали, что высокоскоростные области, проникающие на глубину 1000 и более километров, являются непосредственным продолжением сейсмофокальных зон. Предполагается, что они могли образоваться в результате мощного геодинамического стресса (расширения Земли или резкого изменения ее ротационного режима) по всей периферии Тихого океана. Эти сверхглубинные разломы, особенно на первых этапах, могли быть источником тяжелого мантийного материала и флюидов, которые, претерпевая различные фазовые превращения, могли быть питательной средой при формирования земной коры и верхней мантии. А на поздних этапах тяжелое вещество мантии могло «застыть» в пределах глубинных разломов. Не исключено, что сейсмофокальная зона является высокоскоростной средой именно по причине подъема по разломам тяжелого вещества.

Таким образом, система глубинных разломов, ассоциирующаяся с сейсмофокальной зоной, может иметь более сложный характер: с одной стороны (снизу) являться каналом для поступления в верхнюю мантию тяжелого вещества; с другой стороны система глубинных разломов, меньшей мощности, может постоянно подпитываться энергией, так как сама сейсмофокальная зона является «энергетическим каналом» за счет постоянного взаимодействия континентальных и океанических структур, находящихся в условиях сжатия.

М.В. Авдуловым (1990) показано, что в литосфере и верхней мантии происходят разнообразные фазовые переходы. Причем эти фазовые переходы имеют тенденцию к уплотнению структуры среды. Особенно интенсивно процессы фазовых превращений происходят в зонах разломов по причине нарушения в них термодинамического равновесия. Таким образом, система глубинных разломов, в результате длительного действия фазовых превращений с уплотнением пространства разломной зоны, могла превратить систему глубинных разломов в структуру, похожую на наклонную высокоскоростную плиту.

Приводятся сейсмологические и геолого-геофизические данные, которые не могут быть объяснены с позиций плитовой тектоники. Приводятся результаты экспериментов по математическому (Демин, Жаринов, 1987) и геодинамическому (Гутерман, 1987) моделированию, которые свидетельствуют о том, что данная точка зрения на природу сейсмофокальной зоны может иметь право на существование.

Аккрециомнная примзма или аккреционный клин (от лат. accretio -- приращение, увеличение) -- геологическое тело, формирующееся в ходе погружения океанической коры в мантию (субдукции) во фронтальной части вышележащей тектонической плиты. Возникает в результате наслоения осадочных горных пород обеих плит и выделяется сильной деформацией нагромождаемого материала, разрушаемого бесконечными надвигами. Аккреционная призма располагается междуглубоководным желобом и преддуговым бассейном. В процессе субдукции вдоль границы между плитами более толстая плита деформируется. В результате образуется глубокая трещина - океанический желоб. Из-за столкновения двух плит в районе желоба действуют огромные силы давления и трения. Они приводят к тому, что осадочные горные породы на дне моря, а также часть слоёв океанической коры срывается с погружающейся плиты и накапливаются под краем верхней плиты, образуя призму. Часто осадочные породы отделяются от её фронтальной части и, переносимые лавинами и течениями, оседают в океаническом желобе. Эти породы, осевшие в желобе, называютсяфлиш. Обычно аккреционные призмы расположены на границах сближающихся тектонических плит, таких как островные дуги и границы плит кордильерского или андского типа. Они часто встречаются вместе с другими геологическими телами, которые возникают в ходе субдукции. Общая система включает следующие элементы (от желоба к континенту): внешнее вздутие жилы -- аккреционная призма -- глубоководный желоб -- островная дуга или континентальная дуга -- задуговое пространство (задуговой бассейн). Островные дуги возникают в результате движения тектонических плит. Они образуются там, где две океанические плиты двигаются навстречу друг другу и где в итоге происходит субдукция. При этом одна из плит -- в большинстве случаев более старая, потому что более старые плиты как правило охлаждены сильнее, из-за чего имеют большую плотность -- "заталкивается" под другую и погружается в мантию. Аккреционная призма образует своеобразный внешний предел островной дуги, который никак не связан с её вулканизмом. В зависимости от скорости прироста и глубины, аккреционная призма может подняться выше уровня моря.

Список литературы

А. М. Городницкий Магнитное поле океана.

В.П. Парначёв ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

Вадковский В.Н., Захаров В.С. Внутриплитная сейсмичность: фрактальная размерность и жесткость

Хаин В.Е., Ломизе М.Г. «Геотектоника с основами геодинамики», - МГУ им. Ломоносова, 1995

Боголепов К.В., Чиков Б.М. Геология дна океанов

Гутенберг Б., Рихтер К. Сейсмичность Земли. - М., 1948.,3

Короновский Н.В. Общая геология М.:МГУ, 2002. - 405 с.

Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов. - М.: Научный мир, 2000. - 613 с.

Размещено на Allbest.ru