Файл: Нефтегазоносность морей и океанов..pdf

Для складчатого типа подводной окраины материка характерным является большая сложность строения как шельфовоп зоны, так матери­ кового склона и подножья. Рельеф их сильно расчленен на подводные хребты п котловины, образование которых связано со складчато-глыбовой тектоникой. Здесь устанавливаются консолидированные и дислоцирован­ ные породы значительной мощности, распространение которых в сторону океана ограничено кромкой развития земной коры материкового типа.

Несколько иной характер носит окраина континента, когда непосред­ ственно к молодым складчатым сооружениям материка примыкает глубоко­ водный желоб, как это пмеет место на тихоокеанской периферии Южной Америки севернее Западно-Чилийского поднятия. В этом случае кора становится океанической под внешним склоном желоба, размеры шельфа значительно сокращены, внутренний склон желоба одновременно является материковым склоном. Консолидированные породы шельфа погружаются в желоб, заметно сокращаясь в мощности. Вместе с тем в желобе они перекрываются достаточно мощным слоем рыхлых осадков. Так, в Атакамском желобе у берегов Чили при глубине океана 6 км рыхлые осадки имеют мощность 2 км. Под ними залегает слой плотных пород такой же мощности со скоростями 4,4—4,9 км/с, ниже которых лежит океанический слой со скоростью 6,8 км/с.

Особый тип строения имеет Средиземноморский регион, включа­ ющий Мраморное, Черное, Азовское и Каспийское моря. Эти внутриматериковые частично глубоководные, частично шельфового типа моря характеризуются сложно расчлененным рельефом дна, гипсографическая кривая которого близка к океаническому профилю. Глубина дна в цен­ тральных частях бассейнов, характеризующихся океаническим типом коры, составляет 2—3 км п более. Материковый тип коры преобладает над океаническим. В восточном Средиземноморье наблюдается развитие слабо выраженной островной дуги (Крит, Родос), сопряженной с прогибом, напоминающим по характеру глубоководный желоб. Этому региону при­ сущ сложный характер строения земной коры со значительной мощностью (до 15 км) осадочного слоя, утонением или отсутствием гранитного слоя.

Переходные области. Окраинные моря, островные дуги и глубоко­ водные желоба, окаймляющие Азию и Австралию с востока, а также Ка­ рибский и Южно-Антильский регионы, представляют собой специфиче­ скую область перехода от материков к океаническому ложу, резко отлич­ ную от описанного выше типа подводной окраины материка. Большинство исследователей в последнее время приходят к выводу о необходимости выделения подобных регионов в качестве самостоятельного элемента земной коры — переходных областей (Хаин, 1971; Леонтьев, 1968; Удинцев, 1959; Ewing at a l . , 1956; Deitz, 1952, и др.).

Переходные области располагаются между подводной окраиной мате­ рика и собственно ложем океана в пределах современных подвижных геосинклинальных поясов и характеризуются максимальным расчлене­ нием земной поверхности, мозаичным распределением разных типов земной коры, своеобразным распространением осадочных отложений, активным проявлением современного вулканизма и частыми землетря­ сениями.

примыкающих к северо-восточной части Азиатского материка —• от 2500 до 4000 м.

Рельеф дна глубоководных котловин переходной области существенно расчленен подводными хребтами и возвышенностями, во многих случаях являющимися продолжением структурных элементов прилегающего кон­ тинента пли элементов, сопутствующих островным дугам. Одна из отли­ чительных особенностей переходных областей заключается в том, что нх внутреннее ограничение представлено либо областями мезозойской, реже альпийской складчатости, либо платформами, в то время как остров­ ные дуги внешнего ограничения приурочены к осевым антиклинорным участкам современных, реже кайнозойских, геосинклинальных областей. Следовательно, по тектоническому признаку глубоководные котловины могут подразделяться на две категории. Это либо депрессионные участки, расположенные на стыке платформ с современными, реже кайнозойскими геосинклиналями, либо впадины между зонами разновозрастной склад­ чатости. Отсюда под молодыми неконсолидированными осадками во вну­ тренних частях морей, примыкающих к материкам, развиты более древние консолидированные и дислоцированные отложения. Возраст этих пород ранненеогеновый, палеогеновый, меловой, а местами и более древний. Дпслокацпи обусловлены тектонической природой региона, втянутого в погружение: пологие блоковые на платформенных участках или доста­ точно сложные в областях мезозойской или альпийской складчатости.

Анализ данных о характере распределения и структуре осадочного покрова в котловинах краевых морей показывает, что наиболее существен­ ными признаками осадконакопления здесь являются интенсивное запол­ нение террпгенным материалом и сглаживание неровностей коренного рельефа шельфа и последующий перенос больших масс осадочного матери­ ала суспензионными потоками в глубоководные части котловин, что также приводит к созданию значительных пространств аккумулятивного выровненного дна.

Генезис глубоководных котловин не ясен, а геолого-геофизическая информация недостаточна, чтобы судить об их строении и происхождении. Некоторые исследователи (Кропоткин, Шахварстова, 1965; Берсенев, 1970, и др.) считают, что образование подобных впадин связано с раз­ двиганием земной коры. Предполагается, что Японские острова перемести­ лись относительно материка более чем на 400 км. Однако другие исследо­ ватели (Белоусов, 1968, и др.), основываясь на историко-геологических данных, указывают на существование суши и эпиконтинентальных шель­ фових водоемов на месте современных глубоководных котловин. Образо­ вание последних они связывают с погружением этих участков.

Геофизические данные указывают на различную мощность земной коры (осадочного и базальтового слоев) в глубоководных котловинах, приуроченных к разным видам переходных областей. Так, для азиатского вида свойственны мощности осадочных отложений от 4 до 10 км, из кото­ рых на рыхлые осадки приходится 1—2 км, а мощность базальтового слоя достигает 6—7 км. Во многих глубоководных котловинах отмечается уменьшение мощности к центральным частям развития коры океани­ ческого типа.

Своеобразным элементом переходных областей являются островные дуги, представляющие собой гигантские подводные и надводные хребты, протяженностью иногда в несколько тысяч километров. Так, Алеутская дуга имеет длину почти 3500 км. В плане им присуща изогнутая обычно

всторону от континента, иногда петлеобразная форма. Их основной мор­ фологической особенностью является максимальная для всего Земного шара вертикальная расчлененность рельефа. Амплитуда перепада высот между вершинами отдельных островов и дном сопряженных с островными дугами глубоководных желобов во многих случаях превышает 10—12 км.

Вобласти Курильских островов перепад высот и глубин достигает 12,5 км,

вобласти Японских и Марианских островов — 12 км, в Индонезии и Фи­ липпинах — 11 км.

Различают двойные и одиночные островные дуги. В случае двойных дуг (например, Курильская, Рюкю, Антильская) между хребтами рас­ полагается вытянутая параллельно им депрессия с глубинами до 3—5 км. Внутренним по отношению к материку дугам присущи наиболее яркие проявления современного вулканизма, тогда как во внешних преобладают потухшие вулканы, а породы, слагающие их, имеют более древний возраст. Одиночные островные дуги (Алеутская, Южно-Сандвичева и др.) в боль­ шинстве случаев представляют собой цепи андезитових вулканов. Иногда, как например в Индонезии, наблюдаются тройные дуги.

В. Е. Хаин (1964 г.) выделяет молодые внутриокеанические и зрелые островные дуги. К первым относятся Марианская и сопровождающие ее

острова и др.), т. е. островные системы наиболее далеко выдвинутые в Ти­ хий океан. Дуги этого типа представлены разобщенными мелкими остро­ вами, сложенными кайнозойскими вулканическими породами. Зрелые дуги, развитые в окраинных морях восточной и юго-восточной Азии, представляют собой части сложно построенных складчатых сооружений, прошедших через несколько циклов геосинклинального развития.

Земная кора под островными дугами утолщена по сравнению с обра­ мляющими их глубоководными впадинами и желобами, за счет появления гранитного и увеличения мощности базальтового слоев, что сближает дуги с обычными горными сооружениями. Так, под Алеутской дугой общая мощность коры превышает 23—24 км, из которых на долю базальтового слоя приходится около 14—15 км, а на долю гранитного — около 9 км. Под Большими Антильскими островами мощность коры превышает 32 км,

апод Японскими — 40 км.

Вбольшинстве случаев глубоководные желоба являются самым внешним' элементом переходной области, граничащим с ложем океана. Они обычно сопряжены с островными дугами или реже с молодыми склад­ чатыми зонами краевой части материков (Атакамский и ЦентральноАмериканский желоба). В Зондском и Карибском регионах глубоководные желоба окаймляют островные дуги местами с обеих сторон. Всего выделено около 30 глубоководных желобов. Наиболее распространены они в Ти­ хом океане.