Глубоководные желоба и островодужные системы хорошо показаны на этой карте благодаря своему контрастному рельефу (Алеутский, Курильский желоба и др.). Таким образом, несмотря на то, что многие из описанных выше морфотектонических структур были известны и ранее из набортных съемок, данные спутниковой альтиметрии существенно расширяют знания о них. Карта тектонических линеаментов обеспечивает большую детальность многих известных структур, плохо выраженных на батиметрической карте ГЕБКО, а также предполагает протяжение некоторых структур даже вне их батиметрической выраженности, т.е. под осадочным чехлом. Вследствие ограниченности набортных съемок в южных океанах спутниковые данные дают информацию по структурам в малоисследованных районах. Например, Цирку-мантарктическая область, включающая южные части Тихого, Атлантического и Индийского океанов, море Росса, море Уэдделла и другие районы [258, 10].[ ...]
В процессе глубоководного бурения на окраине Южной Мексики и Гватемалы в 67-м рейсе «Гломар Челленджера» было встречено удивительно мало карбонатных осадков. Так, мелоподобные известняки миоценового возраста слагали уступ в основании борта глубоководного желоба. В самом желобе пелагические карбонаты перекрываются турбидитами плейстоцена. Единственная толща, в составе которой значительную роль играют биогенные осадки — это плиоцен-плейстоценовые темно-серые гемипелагические илы, вскрытые в нижней части материкового склона и имеющие мощность 313 м. Биогенный компонент представлен диатомовыми.[ ...]
Отсутствие глубоководного бурения не позволяет охарактеризовать древние осадочные формации материкового склона и зоны перехода от собственно склона к глубоководному желобу. Как показали в 1979 г. Р. Юэн, Ж. Обуэн и другие исследователи, эти глины залегают на пластах темно-серых алевролитов позднего мела — среднего эоцена. В интервале 280—295 м здесь залегают песчанистые глины н алевролиты с галькой, которые, вероятно, представляют собой массы переотложенных по склону осадков. Типично склоновые терригенные образования были описаны Р. Юэном, Ж. Обуэном и другими исследователями в точке 496. Непосредственно в глубоководном Центрально-Американском желобе в точках 499 и 500 были вскрыты турбидиты, перекрывающие более древние гемипелагические илы. Примесь биогенного материала и его состав в турбидитах свидетельствуют о перемещении основной массы вещества с верхней половины континентального склона. Турбидиты включают слойки средне- и крупнозернистых песков, алевритовых песков, тонкослоистые песчанистые и алевритовые илы, а также пропластки карбонатного нанноила. Много обломков раковин диатомей, бентосных фораминифер и растительных наземных остатков.[ ...]
С дуговой стороны некоторых желобов расположен хребет, или внешняя дуга, местами поднимающаяся над уровнем моря. Многие внешние дуги состоят из осадков океанического дна или глубоководных желобов, которые были содраны с под-двигающейся плиты над поддвигом, наклоненным под небольшим углом, — поверхностным выражением зоны субдукции, и тектонически присоединены к надвигающейся плите (рис. 14.30). По мере поступления в желоб все более молодых осадков и их прогрессивной аккреции и вращения накапливается клин флишевых и, частично, пелагических осадков, обладающий чешуйчатым строением [1426, 2174,1306]. Подобные аккреционные призмы лучше всего развиты там, где происходит интенсивная поставка терригенного осадочного материала либо на поддвигающуюся плиту (примером чего является Бенгальский конус выноса), либо в глубоководный желоб (районы мористее Орегона и Центральной Америки, а также Средиземноморье).[ ...]
Примерами таких границ в океанах могут служить глубоководные желоба перед Алеутской, Курило-Камчатской, Японской, Марианской, Филиппинской островными дугами, глубоководные желоба у подножий Новой Британии, Соломоновых островов, островов Новые Гебриды, Тонга-Кермадек, а также, желоба у подножий западных побережий Центральной и Южной Америки в Тихом океане. В Индийском океане это - желоба Андаманских, Больших и Малых Зондских островов. В Атлантическом океане это - желоб перед Малыми Антильскими островами в Карибском море и Южно-Сандвичев желоб перед одноименными островами в Южной Атлантике.[ ...]
Другой областью интенсивной седиментации долгое время оставался глубоководный желоб, который когда-то опоясывал край Североамериканского континента с запада. Здесь формировались в основном также турбидиты. Указанный временной интервал можно назвать этапом разрастания аккреционного орогена на фоне развития крупного преддугового бассейна.[ ...]
Все три типа границ плит: рифтовые зоны СОХ, трансформные разломы и глубоководные желоба могут формировать тройные соединения. Трансформные разломы и желоба имеют кинематические вариации: трансформные разломы могут быть как левосторонними, так и правосторонними, а в зонах субдукции надвигающаяся плита может располагаться либо по часовой стрелке, либо против - от глубоководного желоба.[ ...]
Результатом субдукции под континент (на восток, рис. 14.67, в) являются подводный желоб и субаэральная магматическая дуга. Там, где осадки океанического дна и глубоководного желоба имеют достаточную мощность, они вместе с частью разреза океанической коры могут тектонически нарастать, формируя внешнюю дугу (Зондская дуга). Преддуговой бассейн, или «промежуточная впадина», заполняется осадками, в основном происходящими с примыкающей вулканической или внешней дуги. Временами, возможно, при увеличении скорости субдукции позади дуги могут формироваться грабены (Центральноамериканский грабен). Субдукция спредингового хребта или увеличение угла, под которым происходит конвергенция плит, приводят к образованию крупных сдвигов, субпараллельных дуговым системам.[ ...]
Основными структурами дна океанов являются океанские котловины, океанские хребты, глубоководные желоба и континентальные окраины, которые в свою очередь состоят из шельфа, материкового склона и материкового подножия.[ ...]
Своеобразное строение тихоокеанской окраины Камчатки приводит к затруднениям в питании глубоководного желоба осадочным материалом. Основные потоки взвеси в район желоба идут по долинам крупных каньонов, прежде всего Авачинского и Жупанов-ского. То, что транспортировка взвеси осуществляется по долинам крупных каньонов, находит отражение в песчано-алевритовом составе осадков желоба.[ ...]
Своеобразное строение тихоокеанской окраины Камчатки приводит к затруднениям в питании глубоководного желоба осадочным материалом. Основные потоки взвеси в район желоба идут по долинам крупных каньонов, прежде всего Авачинского и Жупанов-ского. То, что транспортировка взвеси осуществляется по долинам крупных каньонов, находит отражение в песчано-алевритовом составе осадков желоба.[ ...]
| Карта западной части Тихого океана. 1 — активный спрединг; 2 — зрелые бассейны; 3 — неактивные бассейны; 4 — глубоководные желоба. |  |
В строении дна отдельных океанов имеются как сходства, так и различия (рис. 6). Основные элементы рельефа, такие, как срединно-океанические хребты, глубоководные желоба, островные дуги, котловины, глубоководные впадины и др., свойственны всем океанам. Однако в расположении этих структурных элементов имеются различия.[ ...]
Преобладание в составе аккреционного поднятия терригенных пород: алевролитов и глинистых алевролитов — свидетельствует о поступлении в древний глубоководный желоб терригенного кластического материала с массива Ойашио. Следует признать, что турбидиты были мало характерны для внешних районов переходной зоны в япономорском секторе. В преддуговом бассейне лишь олигоценовая часть разреза представлена отложениями этого генезиса.[ ...]
За материковым склоном идет область, занимающая 78% пространства дна и называемая ложем. Как указывалось, раньше предполагалось, что эта область представляется ровной глубоководной впадиной со слаборасчлененным рельефом. Новейшие исследования показали, что дно океанов имеет сложное строение. Через океаны простираются срединные хребты, изобилующие ущельями; встречаются горные страны и отдельные горы, плосковершинные гайоты, подводные плато, глубокие океанические впадины, глубоководные желоба (ультраабиссальные зоны и области ложа с глубинами более 6000 м). Огромные пространства дна океанов в области ложа заняты абиссальными котловинами с незначительными уклонами дна: от 0° 20 до 0° 40 .[ ...]
Последние десятилетия стали временем повышенного интереса к окраинным морям, островным вулканическим дугам и асейсмич-ным хребтам, осложняющим склоны этих дуг со стороны глубоководного желоба. Это нашло отражение как в значительном расширении геофизических и геологических исследований, так и в количестве публикаций, посвященных строению и эволюции сложно построенных зон перехода от континента к о-кеану. Наиболее важные данные в последние годы были получены при глубоководном бурении в Японском и Филиппинском морях, на ограждающих их островных дугах и в глубоководных желобах.[ ...]
Большинство материковых окраин, расположенных в областях с активным тектоническим режимом, являются окраинами складчатых сооружений. Со стороны океана многие из них опоясаны глубоководными желобами. Это обусловило резкие перепады высот на коротком расстоянии от наземной до абиссальной границ материковой окраины. Еще более важными признаками активных переходных зон являются высокая сейсмичность и, хотя далеко не везде, вулканическая (и магматическая) деятельность. Отдельную группу составляют зоны перехода между континентом и океаном, осложненные островными дугами и окраинными морями.[ ...]
Самая крупная по площади плита - Тихоокеанская. Она целиком состоит из океанической литосферы и занимает большую часть дна от оси Восточно-Тихоокеанского поднятия (ВТП) до системы глубоководных желобов северного и западного обрамлений этого океана.[ ...]
Если мысленно рассматривать сверху земной шар без его водной оболочки, то можно увидеть горные системы и обширные равнины на океанском дне — линейные системы срединноокеанских хребтов и глубоководных желобов, которые во многих местах разорваны трансформными разломами. Эти линейные системы делят литосферу на части, называемые литосферными плитами. Линейные системы характеризуются высоким уровнем сейсмичности, поэтому на карте их можно выделить по окон-туривающим их узким поясам сейсмичности (см. рис. 4.15). Как следует из рис. 4.15, разделение литосферы на плиты не связано с разделением на материки и океаны. Большинство плит включает как материковые, так и океанские участки. Только одна крупная плита (Тихоокеанская) имеет исключительно океанскую поверхность. Границы плит бывают трех типов: 1) конструктивные границы, где происходит наращивание плит, 2) деструктивные границы — границы поглощения плит и 3) границы скольжения, связанные с трансформными разломами. Каждый тип границ имеет свое выражение в рельефе, что позволяет проводить разбиение литосферы на плиты на основе данных о геологическом строении Земли.[ ...]
Советская (российская) служба предупреждения на Дальнем Востоке начала создаваться после Постановления СМ СССР от 23.10.1956. Дальний Восток протянулся на 4500 км от мыса Дежнева до Владивостока. Катастрофическое цунами 4 ноября 1952 г. уничтожило г. Северо-Курильск.[ ...]
В составе материковой окраины — наиболее распространенной формы зоны перехода от континента к океану — выделяются подводная и надводная части. Подводная включает шельф, материковый склон и подножие, край которого на участках, не осложненных глубоководным желобом, является внешней границей окраины и отделяет ее от ложа абиссальных котловин океана. В большинстве районов эта граница проводится на глубинах от 3000 до 4500 м. Труднее определить границу окраины на самом континенте.[ ...]
С 1955 по 1965 г. геосинклинальная концепция достигла максимального совершенства (например, [2463]). Кюндиг [1414] проиллюстрировал преобладающую в Европе точку зрения на распределение осадочных фаций в направлении от шельфа через континентальный склон до глубоководного желоба. При этом, в частности, сделан акцент на важность офиолитов как индикаторов эвгеосинклинали, и предпринята попытка скомбинировать в одном бассейне черты обоих современных типов континентальных окраин — атлантического и индийского. Обуэн [103, 104], чьи взгляды основывались на множестве идей, широко распространенных непосредственно перед появлением концепции тектоники плит и в первые годы ее распространения, использовал средиземноморские альпийские горные цепи, и особенно Эллиниды Греции, как тектонотип геосинклиналей. Он сравнивал эти горные цепи с Индонезией, но старался вместить Зондскую островную дугу в модель средиземноморских горных цепей, вместо того чтобы объяснять Альпы исходя из изученного строения современной Зондской островной дуги.[ ...]
Активные переходные зоны, иначе зоны перехода тихоокеанского типа, развиты преимущественно по периферии Тихого океана. Для них характерен своеобразный пространственный ряд крупных морфоструктур. По направлению от континента к океану можно выделить краевое, или окраинное, море, обладающее собственной глубоководной котловиной, горное сооружение островной, как правило, вулканической, дуги (одинарной или двойной), глубоководный желоб, имеющий в большинстве случаев асимметричное строение, и внешний вал, постепенно переходящий в глубоководную океаническую котловину. Рельеф дна в пределах активных переходных зон обладает наибольшей на Земле контрастностью, его амплитуда в системе дуга - желоб достигает 15 км при углах наклона поверхности дна порядка единиц градусов. Все это говорит о молодости и тектонической обусловленности морфологии активных переходных зон. Процессы эрозии и аккумуляции здесь хотя и наблюдаются, однако носят подчиненный характер.[ ...]
Придонные воды образуются, так же как и другие типы водных масс, в результате опускания вышележащих вод, взаимодействия и трансформации их главным образом в высоких широтах. На характеристики придонных вод оказывает влияние расчлененность подводного рельефа. В среднем толщина придонных вод 1000—1500 м, кроме глубоководных желобов (впадин), где глубина превосходит 6000 м. Скорость горизонтального и вертикального переносов убывает в направлении от поверхностной к придонной зоне в 5—10 раз и более. Большое значение в динамике водных масс имеет горизонтальный и особенно меридиональный перенос глубинных и придонных вод.[ ...]
Большое количество кремнистых разностей встречается в разрезах францисканского комплекса, который олицетворяет собой отложения древнего материкового склона и глубоководного желоба, преобразованные впоследствии в зонах поддвига, которые обрамляли в мезозое со стороны океана окраины Калифорнии и Орегона.[ ...]
Древние комплексы, связанные с субдукцией, можно выделить по нескольким признакам: метаморфическим фациям голубых сланцев, формирование которых обычно связывают с субдукцией холодной пластины океанской литосферы; известково-щелочным породам обычно с большой ролью андезитов и аккреционной призмой океанических осадков и отложений глубоководного желоба.[ ...]
Древние комплексы, связанные с субдукцией, можно выделить по нескольким признакам: метаморфическим фациям голубых сланцев, формирование которых обычно связывают с субдукцией холодной пластины океанской литосферы; известково-щелочным породам обычно с большой ролью андезитов и аккреционной призмой океанических осадков и отложений глубоководного желоба.[ ...]
Далее к западу трансформный разлом Барракуда сочленяется с северной границей Карибской плиты, которая представляет собой не что иное, как трансформный разлом со сжатием. Но в отличие от разлома Барракуда он сформировался на типичной зоне субдукции и поэтому в значительной мере унаследовал результаты более ранних тектонических движений, сохранившихся в рельефе дна в виде глубоководного желоба Пуэрто-Рико и цепи Больших Антильских островов.[ ...]
Смена континентальной земной коры на океаническую происходит не постепенно, а скачкообразно, сопровождаясь образованием морфоструктур особого рода, свойственных переходным, точнее— контактным, зонам. Иногда их называют периферическими областями океанов. Главнейшими морфоструктурами их являются островные дуги с действующими вулканами, резко переходящие в сторону океана в глубоководные желоба. Именно здесь, в узких, глубочайших (до 11 км) впадинах Мирового океана, проходит структурная граница континентальной и океанической коры, совпадающая с глубинными разломами, известными у геологов под названием зоны Заварицкого — Бенъофа. Разломы, падающие под материк, идут на глубину до 700 км.[ ...]
Для третьего геодинамического типа трансформных разломов со сжатием характерно сжатие краев плит, ортогональное простиранию разломов. Компонента сжатия, даже если она на порядок величины меньше главной, сдвиговой, компоненты движения, вызывает морфологическую асимметрию разлома, выражающуюся в появлении динамически сопряженных структур: приразломного невулканического хребта, глубоководного желоба, а иногда и краевого вала.[ ...]
К границам второго, или конвергентного, типа относятся зоны поддвига плит, в которых океанские литосферные плиты пододвигаются под островные дуги, либо под континентальные окраины Андийского типа (рис. 1.7). Так как на конвергентных границах происходит поглощение коры, то они еще называются деструктивными. Этим границам обычно соответствуют очень характерные формы рельефа: сопряженные структуры глубоководных желобов (глубины дна в которых иногда превышают 10 км) с цепью вулканических островных дуг или высочайших горных сооружений (достигающих по высоте 7-8 км), если поддвиг происходит под континенты.[ ...]
Сейсмофокальные зоны, отражающие пододви-гание литосферных плит в мантию, всегда наклонены («падают») под островные дуги или континентальные окраины и обычно хорошо выделяются по цепочкам очагов землетрясений (см. рис. 1.7). Анде-зитовые вулканы обычно располагаются в тыловых частях островодужных структур. Расстояние от оси глубоководного желоба до фронта вулканической зоны зависит от крутизны кровли пододвигаемой плиты и горизонтального угла подхода ее к границе плит. Обычно оно составляет 100-200 км.[ ...]
Следы дробления и распада древней континентальной коры обнаруживаются и на окраинах, входящих в состав сложпопо-строенных зон перехода, которые включают: 1) современную окраину материка, 2) окраинную океаническую, относительно молодую впадину, 3) островную вулканическую дугу или серию остаточных дуг и активный вулканический хребет, разделенные междуговыми впадинами, 4) переходную ступень в системе вулканическая дуга — глубоководный желоб, 5) собственно глубоководный желоб. Во многих регионах с подобным или близким строением находятся фрагменты (массивы) континентальной коры, отторгнутые от основной материковой глыбы. Это — массив Ямато в Японском море, острова Японского архипелага, плато Мергуй в Андаманском море, подводные поднятия Норфолк и Лорд-Хау в Коралловом море, нагруженные массивы с континентальным типом коры в море Скоша и др.[ ...]
Следующим крупным структурно-геоморфологическим элементом являются подводные субмеридиональные хребты, имеющие определенные черты сходства с асейсмичными хребтами. Вершины хребтов погружаются от 200 до 4000 м, являясь, по существу, продолжением поднятий мысов: Шипунского, Кроноцкого и Камчатского. Нижние части склонов этих поднятий, там, где они погружаются на большие глубины, образуют внутренний борт Курило-Камчатского глубоководного желоба (центрально-камчатский сегмент). Наконец, сам этот желоб можно выделить в качестве еще одного обособленного структурно-геоморфологического элемента.[ ...]
Еще одну группу островодужных переходных зон составляют области сопряженного мантийного диаииризма. Они связаны с внедрением единичных мантийных диапиров на соседних участках окраины, в результате которого образуется система фронтальных и тыловых активных вулканических дуг, сочлененных наподобие наложенных чешуи. Как правило, в подобных зонах перехода отсутствуют остаточные дуги и междуговые впадины. Строение их довольно однотипно: глубоководная котловина — фронтальный хребет с аккреционной осадочной линзой — глубоководный желоб. Сопряженные мантийные диапиры связаны с различными очагами, о чем свидетельствует отсутствие единой фронтальной вулканической дуги и возникновение небольших активных тыловых дуг. Некоторые из них в настоящее время утратили вулканическую активность. Примером подобной зоны перехода может служить охотско-япономорский сектор с Курильской, Идзу-Бонинской, Японской фронтальными дугами и тыловой активной дугой Рюкю. Другая, ныне неактивная тыловая дуга прослеживается от о. Хоккайдо на о. Сахалин.[ ...]
Основополагающие идеи концепции тектоники плит были сформулированы в 1962 г. в статьях Р. Дитца и Г. Хесса. Суть идей состоит в том, что на осях подводных срединно-океанских хребтов (САХ) в результате магмоизвержений происходит образование новой океанской коры, которая симметрично растекается в стороны. Причиной этого растекания (спрединга) является тепловая конвекция в мантии. Р. Дитц писал: «Срединно-оке-анские хребты маркируют восходящие мантийные потоки, или зоны дивергенции; глубоководные желоба ассоциируются с зонами конвергенции, или с нисходящими мантийными потоками». Таким образом, в природе существуют как бы ленты эскалаторов, которые выходят в центральных частях подводных хребтов, движутся вдоль ложа океана и погружаются перед континентами в глубоководных желобах.[ ...]
В северном полушарии рельеф более сложен. Цепь Императорских подводных гор, хребты Гавайский и Фаннинг, простираясь от 45° с. ш. до 2° ю. ш., разделяют ложе на ряд крупных котловин — северо-западную, центральную, отделенную от нее срединно-тихоокеанскими подводными горами, и северо-восточнотихоокеанскую, в которой имеется ряд разломов, ориентированных параллельно друг другу по широте. На северо-западе океана имеется большое число небольших котловин; на северо-востоке, в заливе Аляска, обнаружена горная страна с вершиной Джакомини (640 м), горы Пратт (709 м), Уэлнер (710 м), Диккенс (475 м) и др. Дно на периферии разломов сильно расчленено уступами, обрывами, глубоководными желобами. Здесь же встречаются многочисленные вулканы и гайоты. В Тихом океане гайоты — плосковершинные горы — обнаружены и на подводных хребтах и на абиссальных равнинах.[ ...]
Особое значение в водообмене Мирового океана имеют опускание й подъем глубинных вод, связанные с конвективными и динамическими процессами. Из полярных областей более плотные антарктические и арктические воды опускаясь переносятся глубинными течениями по направлению к экватору. Воды низких широт, как, например, переносимые Северным Атлантическим течением (см. рис. 39), поступая в Арктический бассейн в виде ветви Шпицбергенского течения, опускаются на глубину вследствие повышения плотности. Они переносятся вдоль материкового склона на восток теплым промежуточным течением, ветви которого отделяются в арктические моря, следуя с севера на юг по глубоководным желобам.[ ...]
Океаническая кора имеет характерный рельеф. В абиссальных котловинах океанское дно залегает на глубине около 6-6,5 км, тогда как на гребнях СОХ, иногда расчлененных глубокими ущельями (рифтовыми долинами), его уровень приподнят примерно до отметок -2,5 км, а в некоторых местах океанское дно выходит непосредственно на дневную поверхность Земли (например, на о-ве Исландия и в провинции Афар в Северной Эфиопии). Перед островными дугами, окружающими западную периферию Тихого океана, северо-восток Индийского океана, перед дугой малых Антильских и Южно-Сандвичевых островов в Атлантике, а также перед активной окраиной континента в Центральной и Южной Америке океаническая кора прогибается и погружается до глубины 9-10 км, уходя далее под эти структуры и формируя перед ними узкие и протяженные глубоководные желоба.[ ...]
История андийских окраин в мезозое и кайнозое. История андийских окраин на первый взгляд может показаться довольно односложной. Западная зона андийских геосинклиналей, существовавших на западной периферии Гондваиы, а с конца раннего мела Южной Америки (на протяжении большей части мезозоя) оставалась областью активной вулканической и магматической деятельности и периодического накопления мощных вулканогенных и вулканогенно-осадочных толщ. Восточная же, так называемая миогеосипклинальная зона развивалась как область постоянного прогибания без проявлений вулканизма и другой магматической деятельности. В историко-геологических исследованиях Южноамериканских Анд, как правило, ничего не говорится о собственной окраине материка, в состав которой должны были входить шельф, материковый склон и глубоководный желоб. Так как данных по этим районам весьма мало, приходится рассматривать эволюцию собственно окраин через призму истории всей Андийской геосинклинали.[ ...]
Типичной аккреционной окраиной является восточная часть п-ова Камчатка, где цепь действующих и недавно потухших вулканов, по-видимому, расположена на меловом субокеаническом субстрате. Сложное сочетание тектонических движений в период формирования тихоокеанской окраины Камчатки выразилось в появлении своеобразной ячеистой структуры переходной зоны. Последняя распадается на три примерно равных участка, которые в геоморфологическом отношении отвечают трем заливам: Авачнн-скому, Кроноцкому и Камчатскому. Если на других окраинах заливы обычно представляют собой участки погруженной прибрежной равнины, нивелированные абразией и являющиеся частью континентальной террасы, то в данном случае залив выражен и в подводном рельефе на глубину до 3000—4000 м. Он включает часть материкового (полуостровного) склона, глубокую замкнутую депрессию и меридиональный подводный хребет, отчленяющий одну ячею (залив) от другой. Лишь глубоководный желоб и обрамляющий его со стороны Камчатки глубинный уступ принадлежат всей окраине в целом. Таким образом, если геоморфологическая (и тектоническая) зональность в большинстве переходных зон наиболее ярко выражена в направлении по нормали к береговой линии и ко всей окраине в целом, то в пределах Восточной Камчатки неоднородность строения земной коры проявляется не только вкрест простирания окраины, но столь же отчетливо и в латеральном направлении. Все это предопределило образование сложной, ло-своему уникальной структуры тихоокеанской окраины Камчатки.[ ...]
Для шельфа и его погруженного продолжения характерны нормально залегающие осадки, формирование которых происходило в зоне активных волновых процессов и воздействия вдольберего-вых течений. Эти осадки, главным образом пески, заметно грубеют не только в направлении к побережью, но и у кромки шельфа. Под песками залегают плейстоценовые галечно-ракушечные образования. Для полуостровного склона, обращенного к преддуговым впадинам, характерна значительная изрезанность каньонами и ложбинами. Простирание крупных каньонов и ответвлений от них контролируют разрывные нарушения. Развитие оползневых процессов связано с сейсмическими явлениями и часто приводит к срыву гигантских блоков пород, способных перегородить русло каньона. В Авачинском заливе находится один из крупных Авачинский каньон, имеющий несколько вершин. Он прорезает не только склон, но простирается через большую часть окраины, сообщаясь с Курило-Камчатским желобом в районе погружения субмеридионального подводного хребта. Каньон обеспечивает перенос значительных масс терригенного материала в глубоководный желоб.[ ...]
Зарождение молодой континентальной коры происходит в ядрах вулканических архипелагов в результате внедрения магматических интрузий кислого и среднего состава. Остывание мантийного диапира и присоединение бывшей вулканической дуги к континенту приводит как бы к разрастанию его края. Однако формирование молодой континентальной коры необязательно связано с развитием островодужных вулканических систем. Вулканическая цепь может возникнуть на породах древнего аккреционного комплекса, если таковой образовался у края континента. Она может пересекать и разновозрастные, гетерогенные по строению и происхождению структуры. В том и другом случаях возникает своеобразная зона перехода от континента к океану, которую можно назвать аккреционной, подразумевая при этом не только наличие аккреционной призмы на такой окраине, но главным образом ее постепенное разрастание во времени, связанное с формированием молодой континентальной коры. Со стороны океана подобные участки обрамлены глубоководным желобом. Внутренней границей служит цепь активных андезитовых вулканов (см. рис. 8).[ ...]
На европейский подход к геосинклиналям перед второй мировой войной и частично после нее сильно повлияли исследования голландских геологов в Индонезии. Была разработана терминология, основанная главным образом на сравнении альпийских цепей с Зондской островной дугой (рис. 14.1). В пределах Зондской островной дуги (рис. 14.1) эти исследователи выделили вулканический остров, или «внутреннюю дугу», на Суматре, на юго-западном краю континента Зондаланд, и островную дугу, протягивающуюся на юго-восток через остров Яву на остров Флорес. Идиогеосинкли-наль ван Беммелена [184] расположена на обращенной к континенту части вулканической дуги. Последняя со стороны океана ограничена на средних глубинах внешней дугой, состоящей из деформированных осадочных пород с локальными офиолитами. Со стороны Индийского океана границей внешней дуги служит глубоководный желоб.[ ...]
В процессе перемещения Североамериканского материка на запад его тихоокеанская окраина, особенно у Калифорнии, сильно увеличилась в размерах. Земная кора на большом протяжении здесь лишена характеристик, типичных для нормальной континентальной коры. Так, в районе Большой Долины, по данным Р. Швай-керта и Д. Коуэна, опубликованным в 1975 г., на многих участках отсутствует гранитный слой. Более того, как подводная, так и надводная части тихоокеанской окраины США и Канады сложена комплексами пород, совершенно чуждыми по мнению А. В. Пейве, высказанному в 1969 г., для континентов. Наиболее известный из них — францисканский комплекс, включающий турбидиты, кремнистые сланцы, базальты, блоки габброидов и ультрамафитов, т. е. породы, типичные для разрезов океанского дна. Чешуйчатое строение францисканского и близких к нему комплексов пород, широкое распространение меланжа, а также пород голубосланцевой фации метаморфизма свидетельствует, как подчеркивали в 1977 г. Кс.[ ...]