В настоящее время под пассивными окраинами
атлантического типа понимаются окраины материков, лишенные островных дуг
и глубоководных желобов. Преобладает мнение, что эти окраины
представляют собой бортовые части внутриконтинентальных рифтов
геологического прошлого, которые характеризовались активными
тектоническими процессами и даже вулканической деятельностью на ранних
этапах своего существования и тектонической пассивностью на зрелой
стадии развития [43 ]. Выделяются окраины нормальные (простые и
осложненные краевыми плато) и трансформные [100]. Последние возникли в
результате расколов и перемещений континентальных блоков вдоль
глубинных, оперяющих рифт разломов, которые после образования молодого
океана ареобразоиались в трансформные разломы. Кроме того, выделяются
окраины, обрамляющие пенепленизированные участки древних кратонов,
окраины, испытавшие интенсивное дробление с отторжением от континента
крупных и мелких массивов (тсррейнов), а также окраины, расположенные в
зонах длительного устойчивого прогибания.
В целом под пассивной окраиной понимается область, расположенная между
абиссальной зоной океана и береговой линией, включающая в себя шельф,
континентальный склон и континентальное подножие.
Шельф — мелководная зона или материковая отмель глубиной в среднем менее
200 м (мелкий шельф), иногда до 500 м (глубокий шельф), отделенная
резким перегибом рельефа от континентального склона. Подразделяется на
две части: внутреннюю и внешнюю. Внутренний шельф примыкает к суше и
характеризуется сложным, слабопереработанным абразией рельефом
субаэрального или тектонического происхождения. Внешний шельф примыкает
к верхней части континентального склона и представляет собой волнистую,
местами сильно расчлененную и слабонаклоненную абразионно-аккумулятивную
поверхность с обрывами, террасами, пересеченными каналами и верхними
частями («головками») подводных каньонов, прослеживающихся вниз по
континентальному склону.
В обстановках шельфа формируются рифовая, слоистых известняков,
кремнисто-карбонатная, олигомиктовая, угленосная пара-лическая, аспидная
и другие формации, набор которых сходен с набором формаций в
эпиконтинентальных бассейнах. В основании шельфового разреза обычно
развиты континентальные и лагунные формации (молассоидные,
красноцветные, соленосные), а также покровы вулканитов трахибазальтовой
формации [И, 61 ]. В последние годы выявлены заметные различия в
строении осадков океанических шельфов и шельфов внутренних и окраинных
морей. В значительной мере это обусловлено характером длиннопериодного
океанского волнения, генерирующего штормовые течения на
всем пространстве океанского шельфа, особенно в
зонах средних широт. В условиях высокой гидродинамической активности
господствуют процессы перемыва и переотложения, приводящие к накоплению
реликтовых (по К. Эмери) или реликтово-переотло-женных осадков в виде
сравнительно маломощных песчаных и грубозернистых покровов. На шельфах
внутренних и окраинных морей, где короткопериодное волнение при
ослабленных течениях понижает гидродинамическую активность надшельфовых
вод, широко развиваются мощные алеврито-глинистые илы.
Подводные дельты — дисконформные береговой линии участки шельфа,
состоящие преимущественно из речных отложений. Возникают они в тех
случаях, когда вынос терригенного материала реками преобладает над
процессами его сноса и перераспределения океаническими течениями.
Мощность отложений значительна. Представлены они песками, глинами и
галечниками. В пределах дельт могут быть выделены дельтовая равнина с
депоцентром в устьях крупных рек, фронт дельты и прадельта.
Бровка (край шельфа) характеризуется заметным увеличением крутизны
склона. Средняя глубина бровки составляет 300 м. Сразу за бровкой шельфа
континентальная кора начинает резко утоньшаться. Здесь накапливаются
преимущественно тонкообломочные породы различной мощности.
Континентальный (материковый) склон — высокий (до 2— 5 км), обычно узкий
и относительно крутое (порядка 3—15°) подводный уступ океанического дна,
отделяющий материк (включая шельф) от океанических впадин. Верхняя
граница его совпадает с краем шельфа и в целом с зоной перехода к
илистым отложениям («линией илов»), а нижняя — с перегибом поверхности
дна при переходе к ложу океана [86 ]. Склон характеризуется сокращенной,
по сравнению с континентом, мощностью земной коры и выклиниванием
«гранитного слоя». Согласно К. Эмери [100], на континентальных окраинах
различается несколько типов материковых склонов: аккумулятивный и
эрозионный, а также образованный складчатыми комплексами древних пород,
погребенными рифовыми сооружениями и осадочным чехлом с соляными
диапирами. Важнейшими элементами склона являются подводные каньоны и
межканьонные пространства.
Подводные каньоны представляют собой крутостенные расселины или ушелья,
врезанные в породы континентального склона, а иногда и шельфа, по
которым осуществляется основной транзит осадков с первого на второй
уровень лавинной седиментации к подножию континентальной окраины. В
большинстве случаев каньоны переходят в подводные долины глубоководных
фенов. Длина каньонов варьирует от 60—100 до 1000 км, а величина вреза
достигает 1000- 1400 м. По источникам поступления наносов различают
каньоны устьевого и латерального питания. В первые поступает
слабосортированный обломочный материал из подводных дельт, во вторые —
материал хорошей сортировки вследствие длительного перемещения
вдольбереговыми потоками на шельфе. При благоприятных условиях,
определяемых регрессивными фазами развития морских и океанических
бассейнов, в подводных каньонах осуществляется не только транзит, но и
накопление осадков. Выделяются две основные фации: донная, сложенная
достаточно крупными, в основном песчаными, реже более грубыми, вплоть до
гравийно-галечниковых, осадками, иногда с традиционной слоистостью, и
склоновая, представленная различными оползневыми накоплениями. Во время
трансгрессий гидродинамические процессы в каньонах затухают и в них
господствуют пелагические или гемипелагичсские условия седиментации.
Межканьонные пространства склона сложены в основном тонкопараллельными
аргиллитами, алевролитами пелагического и гсмипелагического тилов с
редкими или частыми прослоями песчаников. При значительных уклонах дна,
слабой литификации осадков широко развиты оползневые нарушения слоев. В
верхней части склона нередки зоны оползневых обрывов, в то время как
накопление оползней происходит в нижней части склона.
Глубоководные шлейфы располагаются согласно с простиранием береговой
линии 124]. Ширина их меняется от нескольких до 200 км, мощность
значительна. Среди шлейфов выделяются нормальные и нарушенные,
терригенные и карбонатные. Из морфологических элементов в шлейфах
устанавливаются сбросовые и оползневые уступы, промоины, каньоны,
изолированные лопастные уступы, холмы, широкие области ровного или
изрезанного течениями рельефа.
Глубоководные конусы выноса представляют собой отчетливо конструктивные
образования, дисконформно расположенные по отношению к береговой линии и
формирующиеся на продолжении крупных речных дельт и каньонов устьевого
питания. Длина крупных конусов может достигать 2000 км при ширине в
несколько километров. Угол наклона поверхности меняется от 2—5 в верхней
их части до менее 1° в нижней. Основные морфологические элементы в них —
питающие русла, прирусловые валы, лопастевидные выступы и межлопастныс
участки [67]. В зависимости от особенностей строения в конусах
выделяются верхняя, средняя и нижняя части [94]. Верхний (внутренний)
конус имеет полукруглые очертания и неровную выпуклую поверхность с
четким центральным руслом, ограниченным прирусловыми валами. Для него
характерны высокая интенсивность процессов гравитационного перемещения
осадочного материала, наиболее четкая и разнообразная фациальная
дифференциация. Здесь выделяются образования подводных долин,
представленные наиболее грубым обломочным материалом, подобным
выполняющему каньоны,
прирусловые валы и межрусловые участки, в которых
крупность обломочного материала уменьшается вплоть до появления илов.
Фациальные переходы резкие, а мощность отложений достаточно
значительная. Так, в Бенгальском конусе комплексы долин и прирусловых
валов в верхнем конусе имеют мощность около 500 м при ширине до 100 км.
Средний конус характеризуется многочисленными, нередко меандрирующими,
сравнительно неглубокими, подводными руслами шириной до 1 км.
окаймленными прирусловыми валами. В целом здесь развиты те же отложения,
что и в верхнем конусе, но гранулометрически более тонкие. Латеральное
смещение выражается в формировании в разрезе среднею конуса серий
циклитов, в которых мощность и зернистость слагающих их слоев убывает
вверх по разрезу. При этом мощность отдельных циклитов варьирует от
нескольких до 80 м и более.
Нижний (внешний) конус отличается широко развитыми выраженными в рельефе
аккумулятивными лопастями, нередко сливающимися друг с другом.
Проградация лопастей внутрь бассейна приводит к формированию циклитов с
увеличивающейся грубозернистостью и мощностью слоев вверх по разрезу.
Верхние горизонты таких циклитов могут быть сложены осадками песчаной,
реже гравийной размерности, нгижние — глинисто-алевритовыми слоями.
Широко развиты здесь классические турбидиты с четко выраженным рядом
Боуна.
Осадочные хребты — это аккумулятивные тела огромных размеров,
локализующиеся вдоль подножий материков. Они сформированы глобальной
системой придонных течений Мирового океана, возникающих в результате
постоянного опускания в приполярных районах холодных и плотных вод с
последующим растеканием их по дну в сторону экватора. Имеющие наибольшее
значение осадкообразующие струи, огибающие подножия континентов,
получили название контурных. Они переносят во взвешенном состоянии
огромные массы тонких терригенных осадков, поступающих различными путями
(в том числе и мутьевыми потоками) на абиссальные глубины, и формируют
аккумулятивные хребты протяженностью в сотни километров при высоте до
1—1,5 и ширине до 100—200 км. Сложены они алеврито-глини-стыми осадками
с характерной волнистой или косой слоистостью, получившими название
контуритов. Мощность рассматриваемых образований может достигать 2—3 км.
По латерали они нередко замещаются турбидитовыми комплексами
глубоководных конусов выноса.
В общих чертах глубоководные конусы выноса и осадочных хребтов имеют
сходный тип осадконакопления. Наиболее распространены формации
карбонатно-кремнисто-глинистая турбидитная, терригенных турбидитов и
контуритов, «черных» глин и др.
Согласно концепции тектоники плит, пассивные окраины сформировались при
раздвигании материков. В любом случае при развитии и расширении дна
океана происходит углубление его краев, захватывающее и шельфы. Во
времени окраина разрастается как вследствие вовлечения в прогибание все
более удаленных от океана континентальных блоков, гак и в результате
формирования осадочной линзы на континентальном подножии.