title-icon Статьи о ремонте
title-icon
» » Бассейны шельфа, континентального склона и континентального подножия

Бассейны шельфа, континентального склона и континентального подножия

К полноразвитым пассивным окраинам принято относить те, в пределах которых выделяются широкая (десятки километров) шельфовая зона с мощным (до 10—15 км) разрезом осадочных толщ, сравнительно пологий континентальный склон с развитой в его пределах крупной клиноформной призмой осадков проградационного типа и, наконец, выполаживающееся в направлении абиссальной равнины океана континентальное подножие, у края которого наблюдаются широкие валообразные тела контуритов, прослеживаемые параллельно внутриоксаническому обрамлению континентов на тысячи километров. Эти особенности строения осадочных тел разных структурно-гипсометрических уровней пассивной окраины дают возможность выделить в ее пределах как самостоятельные бассейны шельфа, континентального склона и континентального подножия. Хотя, чтобы понять механизм их заполнения осадками, нам придется все же рассматривать пассивные окраины в качестве единой осадочной системы, поскольку, как мы показали ранее, факторы, предопределяющие седиментогенез на шельфе, континентальном склоне и подножии, тесно взаимосвязаны.
Специалистам по геологии океанов хорошо известен тот факт, что более 60 % всей массы осадков на Земле накопилось на континентальных окраинах, и прежде всего на пассивных. Причем большая их часть сосредоточена у основания континентального склона, т. с. на втором глобальном уровне лавинной седиментации. И хотя эта зона занимает всего 25 млн км2, т. е. 4,9 % поверхности Земли, у основания континентального склона аккумулируется более 50 % всей массы осадков|. Такое перераспределение осадочного потока в пределах пассивной окраины из зоны шельфа (первый уровень лавинной седиментации) к основанию континентального склона происходит в течение длительного геологического времени под воздействием главным образом эвстатических колебаний уровня океана. При резком спаде уровня большая часть отложенных в пределах шельфового мелководья осадков сбрасывается на более низкий гипсометрический уровень, где и окончательно захоранивается. Поэтому осадки шельфового пояса пассивных окраин динамически не устойчивы и, особенно в тех районах, где широко развита разветвленная дренажная система ПКВ, геологически эфемерны.
Из этого вытекает еще одна седиментологическая особенность пассивных окраин: на различных структурно-гипсометрических уровнях распределение осадков по плошади и по мощности не совпадает. Так, наибольшие мощности осадочных тел фиксируются в пределах внешнего шельфа, достигая 5—12 км. А в северо-западной части Мексиканского залива только третичные существенно песчаные отложения имеют мощность 15 км. В то же время у континентального подножия мощность осадочной призмы, как правило, значительно меньше — до 4 км. Такое соотношение характерно именно для полноразвитых пассивных окраин типа Атлантического побережья Северной Америки. Ранее мы уже обращали внимание на возможные причины накопления у внешней бровки шельфа, несмотря на геологическую эфемерность этого глобального уровня лавинной седиментации, аномально высоких мощностей осадочных толщ. Вероятнее всего, это объясняется следующим: стык шельфа и континентального склона маркирует сочленение континентальной коры и коры переходного типа с существенно иными реологическими свойствами. Однако одного этого факта для объяснения отмеченного феномена недостаточно. Необходим еще интенсивный снос терригенной кластики с побережья, а это возможно только в устьях крупнейших рек мира. Поэтому накопление у бровки шельфа в таких районах значительных по мощности осадочных тел может иметь место вследствие своеобразного «временного запаздывания» эвстатического регулятора сброса осадков на более низкие гипсометрические уровни. В промежутках между резкими спадами уровня океана осадки успевают не только заполнить бассейны шельфового пояса, но и закрепиться в них вследствие изостатической компенсации осадочной массой прогибания интенсивно разогретой коры.
Отметим то общее, что объединяет все типы пассивных окраин. Во-первых, пояса развития наиболее древних осадочных комплексов маркируют не только время раскола континентов, но и былые границы литосферных плит. Во-вторых, процессы раздвига плит (спрединг) сопровождаются опусканием океанической коры по мере удаления от срединно-океанического хребта не под действием тектонических процессов, а вследствие ее утяжеления по мере постепенного остывания. Причем скорость опускания океанической коры изменяется по экспоненциальному закону: от 0,02 см/год в начальные этапы спрединга до 0,002—0,004 по прошествии 20—30 млн лет. В-третьих, для бассейнов полноразвитых пассивных окраин наиболее характерны такие тектонические процессы, как проседание отдельных блоков коры по глубинным разломам, инициированное процессами раздвига и термальной контракции; соляная тектоника, включающая интенсивный рост крупных соляных диапиров, что ярко проявлено и Мексиканском заливе; оползневые тектонические процессы, активизирующиеся в периоды эвстатического понижения уровня океана. Гигантские оползни, достигающие мощности 250 м при длине более 700 км, описаны на континентальном склоне Юго-Западной и Южной Африки. Они имеют меловой возраст, что позволяет связать их возникновение не только с эвстатикой, но и с интенсивными вертикальными подвижками по разломам и начальную, наиболее активную, фазу спрединга.
Остановимся вкратце и на факторах, предопределяющих различные варианты строения пассивных окраин. Основными здесь являются два:
а) время существования окраины и б) структура и возраст континентальной коры в сочетании с особенностями сочленения погружающегося края континента с прилегающими структурами древних и молодых платформ.
По возрасту пассивные окраины мы предлагаем подразделить на юные (до 20 млн лет), молодые (20—80 млн лет), зрелые (80—150 млн лет) и древние (150—200 млн лет). Такое деление отнюдь не надуманно, оно связано с четырьмя сдвинутыми по времени начальными фазами их формирования: триас—ранняя юра, поздняя юра—ранний мел, поздний мел—палеоген и, наконец, поздний олигоцен—ранний миоцен. Нас в этой систематике будут в первую очередь интересовать бассейны зрелых и древних пассивных окраин, так как именно они чаше всего сохраняются в геологической летописи.
Что касается сочленения пассивной окраины со структурами платформ, то, поскольку рифтогенный процесс генерируется в термически ослабленных зонах древних платформ, сам факт тектонического контакта гетерогенных блоков фундамента пассивной окраины, являющейся (с этих позиций) погруженной частью одного из плечей палеорифта, представляется вполне естественным. Так, Северо-Европейская эпипалеозойская платформа переходит в континентальную окраину Норвежского моря, Аквитанская плита — в пассивную окраину Бискайского залива, эпигерцинская платформа юга Североамериканского континента прослеживается в направлении океана в виде пассивной окраины Мексиканского залива, Западно-Сибирская плита переходит в Южно-Карскую окраину Северного Ледовитого океана. Пенепленизированные участки древних платформ на Американском и Африканском континентах под водами Атлантического и Индийского океанов прослеживаются в виде древних полноразвитых пассивных атлантических окраин Востока США, Канады, Аргентины, а в Индийском океане — Сенегала. В такого рода пассивных окраинах процесс миграции зон интенсивного осадконакопления от краевых частей континента в направлении океана можно считать установившимся. Поэтому именно для зрелых и древних пассивных окраин характерны крупные осадочные бассейны, располагающиеся у континентального подножия, Ими, в частности, являются уже описанные нами бассейны ПКВ.
Шельфово-склоновые бассейны — это, по существу, единая осадочная система пассивной окраины, которая в зависимости от эвстатических колебаний уровня океана меняет функциональное назначение зон шельфа и континентального склона. При подъеме уровня расширяется акватория активного осадконакопления на мелководье и значительная доля сносимых с побережья осадков успевает закрепиться у бровки шельфа, где интенсивное прогибание коры изостатически компенсируется тяжестью накапливающейся массы осадков; в это же время у континентального подножия осадки практически не откладываются (время неотложения осадков, по А.П. Лисицыну), При быстром эвстатическом спаде уровня океана осадки шельфового мелководья размываются и активизирующимися плотностными потоками (пастообразными, зерновыми и суспензионными) по каньонам шельфа и континентального склона эпизодически сбрасываются к континентальному подножию, где они окончательно и захораниваются в виде стратифицированных последовательностей турбидитов разной мощности и разного фракционного состава. В паузы между плотностными потоками здесь идет нормальное пелагическое осадконакопление, поэтому турбидиты часто расслаиваются тонкими пластами алевритовых и глинистых осадков. В поперечном сечении шельфово-склоновые бассейны пассивных окраин представляют собой крупные линзы осадков, имеющие в зоне наибольшего прогибания (у бровки шельфа) мощность до 18 км. Вдоль Атлантического побережья США к подобным бассейнам можно отнести банку Джорджес, каньон Балтимор и др. А из бассейнов западного побережья Африки как шельфово-склоновый трактуется дельтовый комплекс р. Нигер, являющийся океаническим продолжением континентального авлакогена Бенуэ с параллическим осадконакоплением.
Бассейны краевых плато, такие как Всринг, Роколл, Эксмут и т. п., образуются в тех местах континентального склона, где имеются морфологически выраженные выступы фундамента, играющие роль своеобразной плотины, которая подпруживает поступающую с континента массу осадков. Осадочные тела таких бассейнов имеют форму как бы усеченной с одного конца линзы, мощность которой достигает 3—4 км и более.
Наконец, бассейны, заложенные на интенсивно деструктированной континентальной коре, наиболее характерны для атлантической окраины Западной Европы (Северное морс), Западной Африки (вдоль побережья Анголы, Заира и Конго). Деструкция фундамента, особенно проявленная в зоне сочленения континентальной и океанической коры, приводит к накоплению в таких бассейнах осадков значительной мощности (до 10 км и более). Они, как правило, имеют форму линейно вытянутых параллельно краю континента грабенообразных прогибов.
Своеобразным полигоном, на котором оценивалось влияние внешних факторов на осадочную систему пассивных окраин, стали бассейны атлантической окраины США, в районе штата Нью-Джерси. Здесь были пробурены скважины в 93-м и 95-м рейсах «Гломара Челленджера», выполнен широкий комплекс сейсмических работ, и на этом материале П. Вейл уточнил свою известную кривую глобальных эветатических колебаний уровня океана, запечатленных в чередовании фациально разнотипных литологических последовательностей. Помимо этого, было установлено, что мощность осадочной толщи на внешней части шельфа у штата Нью-Джерси достигает 15—20, а на континентальном склоне 10—15 км. Такие значительные объемы осадочных пород свидетельствуют об интенсивном погружении пассивной окраины начиная с раннего эоцена, что сопровождалось увеличением сноса терригенного материала и сокращением доли карбонатных осадков (скв. 612, рейс 95-й). Еще одна важная деталь, выявленная в результате проведенных исследований, — установление многочисленных перерывов в седиментации на пассивной окраине в районе Нью-Джерси, особенно частых в неогене, между 25 и 37 млн лет назад. Хроногснный пелагический седиментогенез во время резких спадов уровня сопровождался активизацией эрозионных процессов на мелководье, по приводило к частым инъекциям турбидитов в более глубоководные юны. В разрезах скв. 612 и 613 на этот временной интервал приходятся оползневые тела.
Основной отличительной особенностью шельфово-склоновых бассейнов пассивной окраины Американского континента является чрезвычайно большая мощность выполняющих их осадочных комплексов. Поэтому, несмотря на то что эти бассейны в сравнении с остальными довольно хорошо неучены, проследить все этапы их литогеодинамической эволюции с той же детальностью, как это сделано для аналогичных бассейнов Европейского континента, пока невозможно. И хотя здесь также выделена основная геодинамическая последовательность становления бассейнов (пред-, син-и пострифтовая стадии), до 80 % мощности осадочных толщ приходится на пострифтовый этап. Дж.П. Кеннетт замечает, что образцы самых древних пород (триасовых и юрских) до сих пор получить не удалось. Поэтому о двух первых этапах развития этих бассейнов пока судят по косвенным данным, т. е. либо по материалам детальной сейсмики, либо посредством экстраполяции данных глубоководного бурения.
Между тем полоса развития шельфово-склоновых бассейнов только и пределах Североамериканского континента, от Атлантического побережья Канады до Мексики, достигает 10 000 км, а ее площадь соответственно 1,07*10в6 км2. В пределах этой полосы американские геологи выделяют четыре наиболее крупных бассейна: банки Джорджес, трогов Каролинского и Балтимор, а также плато Блейк (рис. 1.11). Мощность мезозойско-кайнозойских осадков в них достигает 15 км и более. Друг от друга эти бассейны отделены зонами разломов, поперечными к простиранию континентальной окраины и прослеживаемыми даже на океанической коре.

Рассмотрим более подробно тектоно-седиментологическую модель развития бассейнов полноразвитой пассивной окраины. Начнем с того, что пассивная окраина эволюционирует в результате продолжающегося спрединга океанического дна. И если ведущим механизмом спрединга является мантийная конвекция, то для объяснения процессов, происходящих на последовательно раздвигающихся плечах палеорифтогенной системы, мантийной конвекции недостаточно. Растягивающие напряжения, сопровождающие процессы раздвига океанической коры, приводят естественно к утонению коры континентального типа, которая к тому же разбита многочисленной сетью наклоненных в направлении от рифта разломов, переходящих с глубиной в систему листрических сбросов. Кроме того, как мы уже отмечали, по мере удаления от оси Срединно-океанического хребта, новообразованная океаническая кора остывает, становится более тяжелой и погружается на глубину, равную корню квадратному из расстояния до оси спрединга. Однако для понимания механизма прогибания континентальной окраины, приводящего к накоплению многокилометровых толщ осадков, а возможно являющегося следствием этого процесса, привлечения только термального охлаждения океанической литосферы также недостаточно. Необходимо рассмотреть кинематику процесса становления массивной континентальной окраины на фоне развивающегося спрединга океанического дна, увязав в единую систему такие разнонаправленные, но одновременно протекающие процессы, как прогибание океанической и континентальной коры, а также осадконакопление, ориентированное от континента к океану, и прогибание утоненной континентальной коры, начинающее по мере развития спрединга как бы наступать на погруженные под воды океана части континентальной окраины.
Согласно модели Д. Маккензи, в истории прогибания земной коры в процессе активного рифтогенеза выделяются две генерализованные стадии: синрифтовая и пострифтовая (собственно спрединговая). Первая стадия, хотя и кратковременная, но достаточно эффективная. На ее долю приходится до 40 % от обшей глубины погружения земной коры. Вторая палия значительно более растянута во времени, и хотя на нее приходится до 60 % от итоговой глубины погружения коры, но термальное остывание литосферы протекает столь длительное время, что активное осадконакопление на шельфе и континентальном склоне как бы подавляет этот процесс и создается впечатление, будто именно мощный чехол осадков на внешнем шельфе явился первопричиной прогибания коры. На второй стадии и происходит становление полноразвитых пассивных окраин континентов. Гак, по материалам достаточно хорошо изученных северных районов атлантической окраины США можно заключить, что если синрифтовая стадия прогибания протекала в триасс—ранней юре, то на пострифтовую приходится время от поздней юры до голоцена.
Рассмотрим последовательно обе стадии, сосредоточив все же основное внимание на второй, поскольку синрифтовая стадия погружения достаточно подробно изучена нами при описании тектоно-седиментологических моделей внутриконтинентальных и межконтинентальных рифтов
При построении модели будем опираться на следующие допущения,
1. На синрифтовой стадии начальная фаза погружения фундамента протекает без заметного влияния осадков, только под воздействием растягивающих напряжений, возникающих в земной коре вследствие подъема аномальной мантии и повышенного разогрева глубинных горизонтов литосферы.
2. Область термального разогрева литосферы всегда значительно превышает зону непосредственного растяжения (рифтогенеза), что приводит после раскола континента не только к образованию собственно океанической коры в осевой зоне межконтинентального рифта, но и к становлению так называемой коры переходного («рифтового») типа в зоне перехода от континента к океану, где, особенно в начальную фазу спрединга, континентальная кора оказывается существенно утоненной и пластичной. Именно это обстоятельство играет существенную роль в процессе изостатического выравнивания погружающейся пассивной окраины интенсивно сносимыми с континента осадками.
3. По мере удаления окраины континента от оси спрединга все более существенную роль в формировании осадочного покрова пассивной окраины начинают играть процессы проградации осадочной призмы, т. е. последовательное продвижение все более молодых осадочных комплексов в направлении континентального подножия.

При описании модели мы будем учитывать не только структурные характеристики пассивной окраины, разные для отдельных этапов ее раз-нити я, но и специфику седиментологических процессов, протекающих в шельфово-склоновых осадочных бассейнах. На рис. 1.13 в схематическом виде представлены как синрифтовый (рис. 1.13, А, В), так и пострифтовый папы развития пассивной континентальной окраины (рис. 1.13, С, D). Хорошо видно строение плечей межконтинентального рифта, показано положение в структуре рифта квазиконтинентальной и квазиокеанической коры, формирующейся в начальную фазу спрединга (рис. 1.13, Л), которая впоследствии преобразуется в кору переходного типа (рис. 1.13, В). В конце синрифтового этапа (на рис. 1.13, В показано только одно плечо малеорифта) ступенчато погружающиеся к оси рифтовой долины разломы оказываются погребенными под интенсивно сносимыми с континента кластическими осадками. На пострифтовой стадии (рис. 1.13, C и D) завершается становление пассивной окраины. Поэтому именно на этой стадии мы и сосредоточим внимание.
Основной вопрос, на который следует прежде всего ответить, следующий: какие факторы предопределяют интенсивное прогибание в зоне внешнего шельфа и активное погружение континентального склона пассивной окраины? От ответа на этот вопрос зависит и седиментологическое обоснование индикационных рядов формаций осадочных бассейнов, расположенных на разных структурно-гипсометрических уровнях пассивной окраины.
Рассмотрим кинематику разрастания межконтинентального рифта с учетом допущений нашей модели. На синрифтовой (протоокеанической) стадии проседание континентальной и образование в осевой зоне рифта океанической коры, как мы уже отмечали, происходит практически без участия осадочной массы, только под влиянием интенсивного термального прогрева литосферы поднимающейся к поверхности аномальной мантией. Так как ширина фронта прогрева всегда превышает поперечные размеры новообразованной рифтовой структуры, то растягивающие напряжения приводят не только к образованию межконтинентального рифта, но и к определенной петрологической переработке континентальной коры вблизи осевой зоны рифта, т. е. к образованию в конечном итоге коры переходного типа, отличающейся от типичной континентальной не только меньшей мощностью, но и существенно иными реологическими свойствами: большей пластичностью и упругостью. С образованием океанической коры уже в начальную фазу спрединга однонаправленный восходящий поток мантийного вещества трансформируется в разнонаправленные от оси межконтинентального рифта ветви конвективных мантийных токов, а растягивающие напряжения сменяются импульсами раздвига океанической коры, что знаменует начало спрединга океанского дна.
Борта межконтинентального рифта и являются праобразом будущей зрелой пассивной континентальной окраины. В начальные фазы спрединга они еще достаточно круты, и хотя рифтовые долины между отдельными ступенчато погружающимися к осевой зоне разломами уже заполнены континентальными осадками, но в целом седиментационная система пассивной окраины еще «не работает». Однако как только остывающая по мере удаления от новообразованного срединно-океанического хребта литосфера начинает погружаться под собственной тяжестью, этот процесс захватывает и континентальный склон пассивной окраины, сложенный корой переходного типа, способный, хотя и в меньшей степени, чем чисто океаническая кора, к термальному погружению. За счет этих процессов пространство от прибрежных долин до континентального подножия как бы растягивается (выполаживается), а вся зона между шельфом и срединно-океаническим хребтом приобретает вогнутый профиль. Плечи рифта, разбитые разломами, оказываются погребенными под толщей интенсивно сносимых с континента осадков, шлейф которых еще более сглаживает рельеф континентального склона и подножия. При дальнейшем развитии спрединга и по мере удаления континентальной окраины от спрсдингового центра кора переходного типа приходит в состояние термального равновесия, т. с. она уже не погружается за счет остывания. Поэтому, скорее всего, на стыке континентальной хоры и коры переходного типа начинает действовать механизм своеобразной термальной контракции, за счет которого происходит интенсивное прогибание в зоне внешнего шельфа. Этим, вероятно, и можно прежде всего объяснить аномально высокие (до 18 км) мощности осадочных толщ в бассейнах внешнего шельфа пассивной континентальной окраины Атлантического побережья США, таких, как бассейн банки Джорджсс, трога Балтимор-каньона и др. Разумеется, существенный вклад в общую амплитуду прогибания вносят и сами осадки, однако интенсивная аккумуляция в шельфово-склоновых бассейнах пассивных окраин только потому и возможна, что литосфера здесь имеет специфическую термальную предысторию.
Итак, пассивная окраина становится зрелой (полноразвитой), по нашей систематике, примерно за 100—150 млн лет. За это же время происходит и литогсодинамическая перестройка осадочной системы: если в течение первых 20—40 млн лет осадконакопление явно не успевало компенсировать интенсивно погружающуюся литосферу, то в дальнейшем, по мере постепенного уменьшения скорости термального погружения океанической коры (закон Склейтера), с одной стороны, и роста интенсивности сноса с континента значительных масс терригенных осадков — с другой, осадконакопление как бы смещается в направлении континентального склона и подножия, и здесь начинает формироваться клиноформное тело про-градационной осадочной призмы, выдвинутой в океан. Актуалистической моделью зрелой пассивной окраины являются окраины атлантического типа, а заключительную стадию развития пассивной окраины иногда так и называют атлантической. Одной из самых примечательных се особенностей является то, что шельфовая зона уже не испытывает устойчивого прогибания; осадочная система шельфа чутко реагирует на эвстатические колебания уровня океана. Поэтому именно шельф пассивных окраин атлантического типа служит надежным полигоном для обоснования глобальной хроностратиграфической шкалы мезозоя—кайнозоя с помощью легально разработанных методов сейсмостратиграфии.
Помимо этого, научная и практическая значимость осадочных бассейнов пассивных окраин столь велика, что с января 1986 г. американские геологи приступили к планомерному их изучению с помощью глубоко-полного бурения со специально оборудованного судна «Джоидес резольюшн». Уже в 1986 г. начато изучение эволюции Большой Багамской банки (карбонатной) восточнее п-ова Флорида (рейс 101-й), состава и строения древней (110 млн лет) океанической коры на юге Бермудского поднятия «рейс 102-й), составление дорифтовых, а также син- и пострифтовых разрезов пассивной окраины Галиссии (рейс 103-й), картирование палеотечений в Норвежско-Гренландском море (рейс 104-й).
Рассмотрим теперь общие седиментологические закономерности раз-пития шельфово-склоновых бассейнов пассивных окраин, вытекающие из предложенной тектоно-седиментологической модели и являющиеся к тому же базовыми для выявления характеристических индикационных рядов формаций бассейнов данного геодинамического типа.
Начнем с того, что уже твердо установлено литологами: осадочные процессы на шельфе и континентальном склоне строго индивидуализированы. Обусловлено это тем, что осадконакопление на шельфе и континентальном склоне протекает на разных глубинах, в различных в морфологическом отношении структурах погруженной под воды океана окраины континента, и уже как следствие этого по-разному реагирующих на внешние факторы системы седиментации, такие, как колебания уровня океана, процессы изостатического прогибания прибрежной зоны, климатические изменения и т. д. Отсюда и резкие различия в индикационных рядах осадочных формаций, характерных для шельфа и континентального склона полноразвитых пассивных окраин.
Для пассивных окраин атлантического типа типичны так называемые нормальные шельфы, т. е. шельфы с небольшим уклоном дна, с достаточно ровным дном, в пределах которых по морфологическим особенностям можно выделить три зоны: прибрежное мелководье (с глубинами до 20—30 м), среднюю, умеренных глубин (до 50—80 м), и внешнюю (с глубинами до 130—200 м), завершающуюся бровкой шельфа, за которой уже начинается континентальный склон. Незначительные глубины осадконакопления на шельфе предопределяют активное воздействие на этот процесс гидродинамических факторов: волнового режима, приливно-отливных и прибрежных течений, сильных штормов. Эти факторы влияют на зернистость, текстуры и даже внутреннюю стратификацию накапливающихся отложений, но сама их последовательность и формационный облик все же являются следствием более общих причин: колебаний климата, интенсивности погружения прибрежной зоны, биопродуктивности мелководья и т. д. Однако вне зависимости от меры влияния на седиментогенез в пределах шельфа того или иного из перечисленных факторов их интеграционный эффект приводит к тому, что осадконакопление на зрелых пассивных окраинах, как правило, сводится к образованию уже упоминавшегося мощного клиноформного тела осадков, выдвинутого в сторону континентального подножия и сформированного по законам, которые лучше всего описываются в терминах проградационной модели Р. Валькотта.
Модель эта формализована, что позволяет восстанавливать лито-геодинамическую историю становления шельфово-склоновых бассейнов пассивных окраин, т. е. решать обратную задачу литогеодинамики.
Последовательное продвижение материкового склона в направлении океана в свою очередь определяется факторами локальной литодинамики. Важнейшими из них являются следующие:
а) глубина устойчивого залегания на дне неконсолидированных осадков. Она зависит от их фракционного состава и интенсивности гидродинамики прибрежных вод. Если осадок оказывается на глубинах, превышающих критическую, то он неподвижен, в противном случае он не успевает консолидироваться на шельфе, размывается и сбрасывается вниз по континентальному склону;
б) соотношение скоростей погружения шельфа и сноса с побережья терригенной кластики, а в бассейнах с карбонатной седиментацией — образование на мелководье известковых илов. Если скорость погружения шельфа незначительна, то осадок также не успевает закрепиться на мелководье и выносится противотечениями к бровке шельфа и далее на континентальный склон. Шельф таким образом продвигается в сторону открытого моря, и происходит интенсивное наращивание мощности про-градационной призмы осадков. При обратном соотношении прогибание успевает компенсироваться осадками мелководья и рост проградационной призмы замедляется. Процесс этот, однако, неустановившийся, и в каждый конкретный отрезок времени соотношения указанных характеристик могут меняться. Поэтому все эти факторы локальной литодинамики шельфа можно реконструировать только на конкретном хроностратиграфическом уровне;
в) колебания уровня моря, на которые наиболее чутко реагируют осадки именно прибрежной зоны. Если уровень моря повышается, то это сопровождается расширением шельфа, его продвижением в сторону суши. Осадки закрепляются на шельфе, их мощность растет, зато резко сокращается интенсивность осадконакопления на континентальном склоне. В этом случае происходит замедление роста проградационной призмы осадков. При спаде уровня, напротив, площадь шельфа сокращается, осадки мелководья размываются и центр тяжести седиментационной системы смещается в направлении континентального склона и подножия. Наиболее интенсивный рост проградационной призмы осадков происходит именно при понижениях уровня океана;
г) локальные тектонические подвижки по глубинным разломам, рассекающим плечи палеорифта. При этом образуются морфологически выраженные барьеры, которые подпруживают сносимую с побережья массу осадков. Чаще всего такие барьеры возникают у бровки шельфа, например в бассейне плато Блейк.
Таким образом, легко понять, что и с этих позиций невозможно выделить единственный ведущий фактор, от которого зависит интенсивность роста проградационной осадочной призмы. Ho становятся ясными основные соотношения ведущих характеристик, управляющих седиментогенезом на шельфе, и те их сочетания, которые приводят к накоплению осадочных масс в пределах осадочных бассейнов пассивных окраин. Понятно и то, что для шельфово-склоновых бассейнов не удается теоретически обосновать тот единственный индикационный ряд осадочных формаций, который вытекает из особенностей их геодинамического развития. Причем наиболее разнообразен состав осадков шельфовой зоны. Преимущественное накопление здесь того или иного спектра осадков определяется сложным взаимодействием следующих основных факторов: а) эвстатическими колебаниями уровня океана; б) биопродуктивностью вод; в) климатическими условиями; г) структурно-морфологическими особенностями шельфовой юны. Последний фактор наиболее устойчив. И хотя в зависимости от колебания уровня океана шельфовая зона изменяет свои пространственные очертания, в ее пределах всегда можно выделить лагунную, литоральную и неритовые зоны, различающиеся прежде всего глубиной, а следовательно, и гидродинамикой прибрежных вод.
В пределах шельфово-склоновых бассейнов полноразвитых пассивных окраин выделяются две крупные зоны активного осадконакопления, характеризующиеся мощными осадочными линзами: внешний шельф и основание континентального склона. Первая линза выполнена широким спектром терригенных и карбонатных осадков мелководья с характерной цикличностью трансгрессивно-регрессивного типа; вторая — преимущественно турбидитами ПКВ. Между ними находится зона континентального склона, для которой характерны накопления оползневых масс и пелагические терригенные комплексы. Важно еще отметить, что на этапе структурного становления пассивной окраины, когда спрединг сопровождался активным прогибанием дна в условиях шельфового мелководья, при незначительном сносе с побережья терригенной кластики и жаркого аридного климата, у внешней бровки шельфа создавались благоприятные условия для активного роста барьерных рифовых комплексов. Современные барьерные рифы образовались во время голоценовой трансгрессии на закарстованной поверхности известняков, в частности коралловых. Они широко развиты в тропиках: Карибскос морс, у Багамских, Бермудских и Сейшельских островов, в районе Большого Барьерного рифа у Квинсленда (Австралия) и т. д. Погребенные рифы трассируют границу шельфового перегиба палеосклона. Например, позднеюрские — раннемеловые рифовые барьеры на атлантической окраине США и Сенегала. А.И. Конюхов отмечает, что данный этап становления пассивной окраины характеризовался активным ростом биогермов, ядро которых составляли рифы; их разрушение способствовало накоплению в пределах континентального склона разнообразных биоморфно-детритусовых осадков.
Если суммировать все изложенное, то станет ясно, что наиболее надежным индикационным рядом формаций шельфово-склоновых осадочных бассейнов пассивной окраины будет вертикальный ряд, фиксирующий псе этапы ее длительной геодинамической эволюции. Применительно к современным бассейнам такие ряды неплохо изучены в пределах западной окраины Африки (Кванза-Камерунский бассейн) и восточной окраины Канады, в районе бассейна Большой Ньюфаундлендской банки. Так, для Кванза-Камерунского бассейна характерен следующий ряд формаций (снизу—вверх). Полифациальная терригенная псстроцветная формация субконтинентального происхождения. Представлена ритмичным чередованием песчано-гравийно-галечных отложений мощностью 1000—1500 м, возраст формации поздняя юра—ранний мел. Ее перекрывают битуминозные аргиллиты неокома. Затем идет эвапоритовая формация аптского возраста мощностью до 1000 м. Над ней выделяется морская герригенно-карбонатная с постепенными латеральными переходами от терригенной в прибрежной части шельфа до карбонатной в его внешней зоне и в пределах континентального склона, которая вблизи подножия сменяется терригенно-глинистыми отложениями. Венчает разрез неогеновая морская песчано-глинистая формация. Такая последовательность весьма благоприятна для образования нефтяных залежей, что и отмечено в Кванза-Камерунском бассейне.
Достаточно сходный вертикальный ряд формаций наблюдается и в разрезе бассейна Большой Ньюфаундлендской банки. Здесь на размытой поверхности палеозойского фундамента залегает полифациальная субконтинентальная песчано-глинистая формация триасового возраста. Сложена она ритмичным переслаиванием красноцветных песчаников, конгломератов и глин аллювиально-озерного генезиса. Мощность формации 2500—3000 м. Над ней (как и в Кванза-Камерунском бассейне) залегает эвапоритовая формация ранней — средней юры, мощностью от 1500 до 3000 м. Это так называемые соли Арго на шельфе Новой Шотландии и Большой Ньюфаундлендской банки. Эта формация прослеживается в глубоководную часть Атлантического океана, вплоть до основания континентального склона. Над эвапоритовой залегает серия терригенно-карбонатных морских формаций: карбонатная (рифово-банковая) формация поздней юры, которая как бы трассирует внешнюю часть палеошельфа. Вкрест простирания континентального склона она латерально замещается формацией слоистых и оолитовых известняков, которая в направлении открытого океана в свою очередь сменяется песчано-глинистой сероцветной морской терригенной формацией. Над этой серией формаций в зоне современного шельфа залегает песчано-глинистая терригенная формация прибрежно-морского генезиса, а в глубоководных зонах — терригенных турбидитов.
Резюмируя изложенное, можно делать следующие выводы.
1. Проанализированные индикационные ряды осадочных формаций, как латеральные, так и вертикальные, отражают последовательные геодинамические этапы развития осадочных бассейнов пассивной окраины от начального континентального рифтогенеза через образование межконтинентального рифта и до полного раскрытия океанического бассейна с формированием характерного профиля зрелой пассивной окраины. Иными словами, эти ряды являются отражением всех этапов становления современных бассейнов: шельфово-склоновых и континентального подножия.
2. Трудности в интерпретации осадочных бассейнов древних пассивных окраин заключаются в том, что чаще всего они надвинуты друг на друга в процессе более поздних континентальных коллизий и испытали значительное латеральное перемещение. Поэтому решающее значение при литогеодинамическом анализе палеобассейнов пассивной окраины приобретает латеральный структурно-формационный и фациально-стратиграфический анализ осадочных комплексов в сочетании с региональными геодинамическими реконструкциями.
3. Из специфики образования осадочных бассейнов зрелой пассивной окраины следует, что для диагностики их палеоаналогов важное значение приобретают не латеральные или вертикальные ряды осадочных формаций (сами по себе), а их композиция, поскольку литогеодинамическая развертка истории их образования позволяет думать, что в данном случае «работает» обобщенный вариант закона Н.А. Головкинского, как и при переходе латеральной последовательности осадочных комплексов в вертикальных рядах формаций, отражающий следовавшие друг за другом геодинамические этапы раскрытия океанического бассейна.

title-icon Подобные новости