Формирование микроконтинентов и краевых плато (физическое моделирование)

В пределах океанической литосферы и переходных зон существует большое количество микроконтинентов, которые являются полностью отторжеными от материка континентальными блоками, со всех сторон окруженные океанической корой (хребет ЯнМайен, поднятие Ховгард, Восточно–Гренландский хребет, банка Элан, банка Гольден Драак, поднятие Батавия, плато Зенит и др.) [Muller et al., 2001; Gaina et al., 2003, 2009; Пущаровский 2013; 2014; Whittaker et al., 2016; Дубинин, 2018], и не полностью отторженных краевых плато (плато Ермак, плато Морис Джесуп, плато Воринг, плато Флэмиш Кэп, плато Роколл, плато Натуралист, плато Эксмут, плато Валлаби, и др.) [Gibbons et al., 2012; Дубинин и др., 2018, Peron-Penvidic et al., 2013] и оставшихся не погруженными островов (Шри Ланка, Тасмания, Сокотра). Все эти структуры ограничены пассивными окраинами рифтогенного, или сдвигового типа [Gillard et al., 2016; PeronPinvidic et al., 2013]. Рифтогенные континентальные окраины, включающие области шельфа, континентального склона и континентального подножья являются перспективными нефтегазоносными районами и в этой связи их изучению уделяется повышенное внимание [Gillard et al., 2016; Dore et al., 1996; Misra et al., 2015; Bradshaw etal., 2005]. Краевые плато являются естественным продолжением шельфа, и, как правило, отделены от материнского континента отмершими рифтогенными структурами – авлакогенами. Условия формирование и эволюция микроконтинентов и погруженных плато в структуре континентальных окраин определяются особенностями перехода от континентального рифтинга к океаническому спредингу и расширяют известный диапазон типов рифтогенных бассейнов [Keen, De Voog, 1988; Koehn et al., 2008; Carlos et al., 1980; Gernigon et al., 2012; Kimbell et al., 2010]. Однако механизмы и условия формирования микроконтинентов и погруженных краевых плато пока еще плохо изучены и остаются актуальной проблемой тектоники и геодинамики океанов.  <...>