Определение границ материковых окраин можно проводить по геоморфологическим [Ласточкин, 1991; Литвин, 1987; Ласточкин и др., 1992; Мусатов, 1996; Удинцев, 1987; Хольтедаль, 1964], геологическим [Айнемер и Коншин, 1982; Алексеев и др., 1986; Bjorlykke, 1989; Geological…, 1998; Paleogeographic…, 1991] и геодинамическим [Богданов, 1988; Грамберг и др., 1981; Безматерных и др., 1993; Погребицкий, 1984; Сенин и др., 1989] данным. В геоморфологическом плане внешние и внутренние границы зон перехода устанавливаются по крупнейшим тыловым швам осредненной гипсометрической кривой поверхности литосферы (рис. 1), совпадающим с подножием горных систем и континентальных склонов. В геологическом плане зоны перехода совпадают с областями обширных мезо-кайнозойских трансгрессий, заливавших огромные пространства материковой суши вплоть до водораздельных участков и подножий возрождаемых орогенов; транзитали также неоднократно служили ареной крупномасштабных тектоно-эвстатических регрессий, когда осушались значительные участки шельфов и даже материковых склонов. В состав переходных зон включаются и глубоководные желоба, примыкающие к континентальным склонам островных дуг (кордильер). В геодинамическом плане справедливо проведение верхней границы зон перехода по внешнему краю пояса пограничных орогенов, выделенного для материковых окраин Северного Ледовитого океана [Погребицкий, 1984; 1984а]. Этим границам свойственна неотектоническая неустойчивость, обусловленная вертикальными движениями земной коры [Сенин и др., 1989, с. 39].

В геотектонике принято разделять все зоны перехода на пассивные и активные. Первые обычно состоят из триады «шельф - материковый склон - континентальное подножие», а вторые характеризуются триадой «окраинное море - островная дуга (кордильера) - глубоководный желоб» [Хаин, 1989]. Особый тип переходных зон представляют средиземноморские котловины, граничащие с молодыми альпийскими поясами складчатости. До недавнего времени В.В. Белоусов [1989] предлагал выделять колумбийский тип окраины, где срединно-океанический хребет «ныряет» под позднекиммерийско-альпийский ороген в районе Калифорнийского залива.

На рис. 2 представлена схема основных морфоструктур зон перехода, составленная на основе работ В.Е. Хаина [1971; 1979; 1989], Н.А. Богданова [1988], А.Н. Волкова, А.А. Гагельганца и А.Ю. Юнова [Строение…, 1981], А.Ф. Грачева [1977], Ю.А. Косыгина [1988], Н.Я. Кунина [1989] и Кристофферсена [Kristoffersen, 1990], А.П. Лисицына [1991; 1994], Е.Е. Милановского [1991], Ю.Е. Погребицкого [1984], Ю.М. Пущаровского [1990], Е.М. Рудича [1983], М.С. Стокера, Д. Эванса и А. Крэмпа [Geological…, 1998], Г.Б. Удинцева [1987; 1989], X. Хольтедаля [1964] и других исследователей. При составлении схемы пространственным ограничениям зон перехода был придан максимально широкий смысл, так что они охватывают огромные материковые пространства вплоть до древних «ядер» континентов. Последние совпадают с древними (докембрийскими и, реже, палеозойскими) кратонами и орогенами, являвшимися на мезо-кайнозойском этапе участками стабилизации с утолщенной (до 70 км в случае корней гор) земной корой. Важно подчеркнуть, что эти «ядра» континентов никак не были затронуты процессами утонения земной коры, так или иначе проявившимися на всей площади материковых окраин любого типа. Именно поэтому они на рис. 2 занимают до 1/3 всей земной поверхности и даже свыше.

Даже при беглом взгляде на любую карту мира бросается в глаза, что все активные окраины (которые неслучайно часто именуются тихоокеанскими), за исключением Южно-Сандвичевой и Малой Антильской дуг в Атлантическом океане и Зондской дуги и одноименного желоба в Индийском океане, приурочены к Тихоокеанскому огненному кольцу, которые характеризуется интенсивнейшим (преимущественно андезитовым) вулканизмом на протяжении почти всего фанерозоя и ограничено по периметру мезо-кайнозойскими орогенами. Мощность земной коры под ними достигает 60-70 км, но она быстро сокращается до 30 км на узких шельфах и материковых склонах, где нередко исчезает слой с сейсмическими скоростями 5-6 км/с. Тип коры меняется с континентального на океанический в котловинах окраинных морей, где ее мощность составляет всего 10-12 км, понижаясь до 5-6 км в глубоководных желобах. Общепризнано [Богданов, 1988; Грачев, 1977; Кунин, 1989; Николаев,1988; The Arctic…, 1990 и др.], что возникновение последних (как и Кордильер) связано со сжатием литосферы при пододвигании океанической плиты под континентальную, но, используя терминологию В.В. Белоусова [1989], можно предположить, что активные зоны перехода могут возникать при сочетании орогенного тектоно-магматического режима или режима глыбовой тектоно-магматической активизации с молодым тафрогенным эндогенным режимом, сопровождающимся высокоамплитудным прогибанием (в том числе гидро- и литоизостатическим) и утонением земной коры при повышенных значениях теплового потока. По внешней периферии тихоокеанских зон перехода устанавливаются режим океанических котловин и платобазальтовый эндогенный режим с преимущественно толеитовым магматизмом. Общие геолого-геоморфологические и тектонические характеристики активных окраин приведены в табл. 1.

Из ее рассмотрения следует, что практически для всех тихоокеанских зон перехода характерны интенсивные сейсмичность и вулканизм, которые в общем случае тем активнее, чем больше амплитуды рельефа, глубины дна глубоководных желобов и чем моложе возраст складчатости обрамляющих орогенов и возраст новейших осадков в окраинных морях (под новейшим понимается осадочный чехол, коррелятный времени рельефообразования или, другими словами, сформировавшийся на синокеанической стадии развития региона). Активный магматизм характеризует новейшие и современные вулканические пояса, вулканические островные дуги, зрелые океанические либо континентальные рифты. Умеренный вулканизм свойствен областям внутриплитного магматизма, рифтам на ранней стадии развития и т.д. Слабый вулканизм соответствует единичным проявлениям молодого магматизма. К слабым, умеренным и интенсивным проявлениям сейсмичности условно отнесены землетрясения с магнитудой от 0 до 5, от 5 до 7 и от 7 до 8,7 баллов соответственно. Мезозойско-палеогеновые и иногда докембрийско-палеозойские частично метаморфизованные комплексы, выходящие в ядрах антиклинориев островных дуг, служили в новейшее время достаточно жестким каркасом при крупномасштабных горизонтальных перемещениях литосферных масс в районах глубоководных желобов и окраинных морей. Наряду с этим в условиях растяжения (в задуговых спрединговых бассейнах) и сжатия (в пределах Кордильер и глубоководных желобов) осуществлялись высокоамплитудные проседания земной коры, приведшие во многих случаях к формированию глубоких фронтальных и тыловых котловин окраинных морей с корой океанического или, реже, переходного типа.

Окраины колумбийского типа (табл. 2) развиты лишь в районе Калифорнии, где зона перехода соответствует глубокому рифту одноименного залива, чье дно выражено в виде системы грабенов и узких гряд, разбитых поперечными разломами. Здесь срединно-океанический хребет Восточно-Тихоокеанского поднятия внедряется в пределы континента. На продолжении осевого грабена в пределах материка расположен знаменитый сдвиг Сан-Андреас. Мощность земной коры составляет 30 км под береговыми хребтами Калифорнии, но она быстро уменьшается до 6-8 км под континентальным склоном. Последний образует так называемый «калифорнийский» бордерленд [Удинцев, 1987; 1989] со ступенчатым макрорельефом. Глубоководным бурением в устье залива вскрыты слагающие акустический фундамент позднемиоцен-раннеплиоценовые базальты, чей возраст согласуется с 5-й аномалией по Ламонтской шкале.

С большой долей условности к данному типу окраин можно отнести зону продолжения перехода Красноморского рифта, где Индийско-Аравийский срединно-океанический хребет взламывает континентальный массив древних Восточно-Африканской и Аравийской платформ. Сейсмически активная зона срединно-океанического хребта продолжается в рифтогенном желобе Таджура, разделяясь далее на две ветви: в зоне Красного моря и в районе континентальных Восточно-Африканских рифтов. Несмотря на узость Красноморского океанического рифта, там насчитывается 13 магнитных аномалий, что говорит о его заложении не позже конца палеогена. В целом для редких случаев окраин колумбийского типа характерны материковый (либо субконтинентальный) тип коры (который сменяется на океанический в осевом грабене), режим молодого тектонического растяжения, высокая сейсмичность, относительно небольшие глубины рифтового грабена и молодой (неоген-четвертичный) возраст океанических осадков.

К окраинам средиземноморского типа относятся бассейны Средиземного, Черного и южной части Каспийского морей с океанической корой, сформированные близ или между первичными орогенами [Хаин, 1989] в зоне коллизии двух континентов. В первом из этих бассейнов сохранились реликты критской островной дуги с типичным окраинным морем, огражденным вулканическими островами в ее тылу и расположенным по внешней периферии Кордильеры Эллинским глубоководным желобом. Очевидно (табл. 3), что все средиземноморские транзитали развивались в кайнозое в геодинамических условиях сжатия; материковые склоны глубоких котловин с корой океанического и, реже, субокеанического типа срезают молодые складчатые структуры альпийских орогенов, что дает возможность предполагать значительные амплитуды новейших некомпенсированных либо полукомпенсированных погружений. В целом, максимальные глубины котловинных морей, амплитуды рельефа, мощности синокеанических осадков, современная сейсмичность и вулканизм (от основного до кислого) характеризуют впадины (с их орогенным обрамлением) наиболее древнего (начиная с мела) заложения - Альборанскую, Балеарскую, Тирренскую, Ионическую, Критскую и Левантийскую (табл. 3).

Наконец, пассивные зоны перехода (табл. 4) характеризуются современными геодинамическими режимами, различия которых обусловлены как длительностью существования этих транзиталей, так и геолого-тектоническим строением периферийных частей материков, которые они обрамляют, а также возрастом прилегающих океанических плит, рассчитанным по магнитным аномалиям в случаях отсутствия данных глубоководного бурения. В этом плане все зоны перехода Атлантического и Индийского океанов представляют собой зрелую стадию развития материковых окраин.

В то же время зоны перехода арктического бассейна (включая Норвежско-Гренландский и Евразийский сегменты Северного Ледовитого океана) представляют собой юную стадию развития континентальных окраин и отличаются рядом исключительных особенностей своего геолого-геоморфологического и тектонического строения. Последние включают [Мусатов, 1996; Безматерных и др., 1993; Сенин и др., 1989; Шипилов и Тарасов, 1998] уникальную площадь шельфов (превосходящую площадь прилегающих океанических котловин); исключительно расчлененный палеорельеф, погребенный под чехлом новейших осадков; огромные мощности осадочных чехлов (до 18-22 км) и их стратиграфический диапазон нередко в объеме всего фанерозоя; наличие краевых шельфовых поднятий, где выходят кристаллические и складчатые докембрийские, каледонские, герцинские и киммерийские комплексы; широкое развитие компенсированных седиментацией позднедевонско-раннемеловых рифтов, наследуемых переуглубленными позднемеловыми-кайнозойскими грабенами, которые, наоборот, нередко недокомпенсированы осадконакоплением; наличие окон «безгранитной» коры; повышенная сейсмичность (с магнитудами землетрясений до 5-7 баллов), особенно во флексурно-разломных зонах континентальных склонов и в бортах рифтогенных грабенов; широкое проявление мезозойского траппового магматизма; наличие сложной сети нормальных сбросов и сбросо-сдвигов, оперяющих борта грабен-рифтов, а также ряд крупномасштабных надвигов и шарьяжей со значительными амплитудами горизонтальных перемещений масс земной коры. Арктический бассейн - самый молодой («зародышевый») океан планеты, где самая древняя аномалия [Косыгин, 1988; Kristoffersen, 1990; The Arctic…, 1990] соответствует лишь среднему палеоцену. В то же время спрединг в Атлантическом и Индийском океанах осуществлялся как минимум с поздней юры, и, видимо, именно разницей в возрасте океана следует объяснять различия геолого-геоморфологического и тектонического строения. Таким образом, есть весомые основания полагать, что и все зоны перехода пассивного типа (включая окраины Атлантического, Индийского и Южного океанов, где горсты краевых шельфовых поднятий чаще всего погребены в виде выступов акустического фундамента под осадочным чехлом) в мезозое проходили ту же раннюю стадию развития, что и арктические транзитали в кайнозое.

В целом вслед за И.С. Грамбергом [Грамберг и др., 1981] можно констатировать, что самый древний океан планеты (Тихий) обрамляется активными транзиталями с наименьшим стратиграфическим диапазоном осадочного чехла, а самые молодые сегменты Мирового океана - древними зонами перехода. Такие закономерности не могут быть случайными и отражают, видимо, неоднородности гравитационной сегментации [Погребицкий, 1984] вещества Земли в геодинамических системах материк - океан.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 99-05-65216).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Айнемер А.И., Коншин Г.И. Россыпи шельфовых зон. Л.: Недра, 1982. 263 с.

2. Алексеев М.Н., Чистяков А.А., Щербаков Ф.А. Четвертичная геология материковых окраин. М.: Недра, 1986. 243 с.

3. Безматерных Е.Ф., Сенин Б.В., Шипилов Э.В. Осадочный чехол Западно-Арктической метаплатформы. Мурманск: НИИМоргеофизика, 1993. 184 с.

4. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М.: Недра, 1989. 382 с.

5. Богданов H.A. Тектоника глубоководных впадин окраинных морей. М.: Недра, 1988. 221 с.

6. Грамберг И.С., Лопатин Б.Г., Погребицкий Ю.Е. Новое в геологии арктических морей СССР // Вестник АН СССР. 1981. № 2. С. 84-90.

7. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. М.: Недра, 1977. 247 с.

8. Косыгин Ю.А. Тектоника. М.: Недра, 1988. 462 с.

9. Кунин Н.Я. Строение литосферы континентов и океанов. М.: Недра, 1989. 288 с.

10. Ласточкин А.Н. Рельеф земной поверхности. СПб: Недра, 1991. 346 с.

11. Лисицын А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.: Наука, 1991. 271 с.

12. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 211 с.

13. Литвин В.М. Морфоструктуры дна океанов. Л.: Недра, 1987. 276 с.

14. Милановский Е.Е. Рифтогенез и его роль в тектоническом строении Земли и ее мезозойско-кайнозойской геодинамике // Геотектоника. 1991. № 1. С. 3-20.

15. Морфоструктура и переходные зоны Арктического океана (Ласточкин А.Н., Мусатов Е.Е., Мусатов Ю.Е. и др.) // Геоморфология зон перехода от континента к океанам. М.: Наука, 1992. С. 79-83.

16. Мусатов Е.Е. Неотектоника Арктических материковых окраин // Физика Земли. 1996. № 12. С. 72-78.

17. Николаев Н.И. Новейшая тектоника и геодинамика литосферы. М.: Недра, 1988. 492 с.

18. Погребицкий Ю.Е. Переходные зоны "материк-океан" в геодинамической системе Северного Ледовитого океана // Докл. 27 МГК. М., 1984. Т. 7. С. 29-37.

19. Погребицкий Ю.Е. Эндогенная дифференциация вещества в геодинамической системе Северного Ледовитого океана // Докл. 27 МГК. М.: 1984. Т. 4. С. 11-25.

20. Пущаровский Ю.М. Спрединг, разломы и магматизм в океанах // Магматизм и тектоника океана. М.: Наука, 1990. С. 4-10.

21. Рудич Е.М. Движущиеся материки и эволюция океанического ложа. М.: Недра, 1983. 420 с.

22. Сенин Б.В., Шипилов Э.В., Юнов А.Ю. Тектоника Арктической зоны перехода от континента к океану. Мурманск: Мурм. кн. изд-во, 1989. 278 с.

23. Строение и нефтегазоносность континентальных окраин. М.: Недра, 1981. 250 с.

24. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Северная и Южная Америка, Антарктида, Африка. М.: Недра, 1971.548 с.

25. Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. 356 с.

26. Хаин В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-15.

27. Удинцев Г.Б. Рельеф и строение дна океана. М.: Недра, 1987. 239 с.

28. Удинцев Г.Б. Региональная геоморфология дна океанов. М.: Наука, 1989. 112 с.

29. Хольтедаль X. Некоторые вопросы геологии и геоморфологии гляциальных шельфов // Рельеф и геология дна океанов. М.: Мир, 1964. с. 171-186.

30. Шипилов Э.В., Тарасов Г.А. Региональная геология нефтегазоносных осадочных бассейнов Западно-Арктического шельфа России. Апатиты: КНЦ РАН, 1998. 306 с.

31. Bjorlykke К. Sedimentology and Petroleum Geology // N.W., Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag, 1989. 363 p.

32. Geological Processes on Continental Margins: Sedimentation, Mass-Wasting and Stability / Eds. M.S. Stoker, D. Evans, A. Cramp. G.B., London, 1998. Geol. Soc. Spec. Publ. № 129. 355 p.

33. Kristoffersen Y. On the Tectonic Evolution and Paleooceanographic Significance of the Fram Strait Gateway // Geological History of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic / Eds. U. Bleil, J. Thiede. Netherlands: Kluwer Acad. Publ., 1990. P. 63-76.

34. Paleogeographic Atlas of the Shelf Regions of Eurasia for the Mesozoic and Cenozoic / Eds. M.N. Alekseev, I.S. Gramberg, Yu.M. Putscharovsky. G.B., Robertson Group Rlk., 1991. V. 2. 201 p.

35. The Arctic Ocean Region / Eds. A. Grantz, L. Johnson, J.F. Sweeney. Boulder, Colorado, Geol. Soc. of Amer., The Geology of North America. V. L. 1990. 503 p.

TRANSITION ZONES: GEODYNAMIC BOUNDARIES, AFFINITY AND DISCREPANCY OF MORPHOSTRUCTURES

E.E. MUSATOV

Summary

Classification of active (Pacific), passive (Atlantic), Columbian and Mediterranean types of continental margins is suggested. Regional description of transition zones is given. Each type of continental margin is characterizes by specific geomorphic and morphostructural features, values of seismicity (magnitudes), types of magmatic rocks, age of folded basement and sedimentary cover and some other geological parameters.

Ссылка на статью:

Мусатов E.E. Зоны перехода: геодинамические границы, сходства и различия морфоструктуры // Геоморфология. 2001. № 1. С. 10-21.