Мегарельеф подводных окраин материков

Около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов. Мегарельеф подводной окраины материков имеет свои существенные особенности. Примерно ²/з ее приходится на северное полушарие и только 1/3 – на южное. Отметим также, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина материков. Например, у Тихого океана она составляет 10%, у Северного Ледовитого – более 60%. Подводная окраина материков делится на шельф, материковый склон и материковое подножье.

Шельф. Прибрежную, относительно мелководную часть морского дна, имеющую более или менее выровненный рельеф и в структурно-геологическом отношении представляющую собой непосредственное продолжение прилегающей суши, называют шельфом. Около 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ, которые в различные геологические эпохи в связи с изменением уровня океана и вертикальными движениями земной коры затоплялись то в большей, то в меньшей степени. Например, в меловое время шельфы были распространены гораздо шире, чем сейчас. Во время четвертичных оледенений уровень океана понижался более чем на 100 м по сравнению с современным, и, соответственно, обширные пространства нынешнего шельфа тогда представляли собой континентальные равнины. Таким образом, верхняя граница шельфа непостоянная, она меняется из-за абсолютных и относительных колебаний уровня Мирового океана. Самые недавние изменения уровня были связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох в четвертичное время. После таяния ледникового покрова в северном полушарии уровень океана поднялся примерно на 100 м по сравнению с положением его во время последнего оледенения.

Рельеф шельфа преимущественно равнинный: средние уклоны поверхности от 30' до Г. В пределах шельфа широко распространены реликтовые формы рельефа, возникшие в прошлом в континентальных условиях (рис. 22). Например, на атлантическом шельфе США к северу от полуострова Кейп-Код дно представляет собой затопленную ледниково-аккумулятивную равнину со всеми характерными формами гляциального рельефа. Южнее полуострова Кейп-Код последнее оледенение не распространялось, здесь прослеживается холмистая равнина с округлыми мягкими водоразделами и четко выраженными затопленными речными долинами. Во многих районах в пределах шельфа распространены различные структурно-денудационные (также реликтовые) формы рельефа, образовавшиеся в результате воздействия денудационных факторов на геологические структуры. Так, при моноклинальном залегании пород довольно часто формируется характерный грядовый рельеф, связанный с препарировкой прочных пород.

Наряду с реликтовыми субаэральными равнинами на шельфе встречаются абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенчи береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными морскими осадками.

Поскольку равнины шельфа представляют собой преимущественно затопленные равнины материковых платформ, крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Пониженные области шельфа часто соответствуют синеклизам, возвышенности – антеклизам. Нередко на шельфе встречаются отдельные впадины, резко переуглубленные относительно соседних участков дна. Мы предлагаем называть их суббатиальными впадинами. В большинстве случаев это грабены, днища которых выстланы толщей современных морских отложений. Таковы, например, Кандалакшская впадина Белого моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину соседних участков, желоб Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и многие другие.

Рис. 22. Реликтовый субаэральный рельеф на шельфе: А – ледниковый рельеф на дне Баренцева моря (по Матишову, 1977); Б – затопленные речные долины Яванского шельфа: 1 – ледниковые долины; 2 – молодые моренные образования; 3 –древние моренные образования; 4 – изобаты

Раньше считалось, что шельф заканчивается на глубине 200 м, где он сменяется материковым склоном. Современные исследования показали, что трудно говорить о какой-то определенной глубине, до которой распространяется шельф. Граница между шельфом и материковым склоном морфологическая. Это бровка шельфа – почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже которого его уклоны значительно возрастают. Часто бровка находится на глубине 100–130 м, иногда (например, на современных абразионных подводных равнинах) она отмечается на глубине и 50–60 м, и 200 м. Есть также шельфовые равнины, распространяющиеся на гораздо большие глубины. Так, большая часть дна Охотского моря – шельф и по геологическим, и по геоморфологическим признакам, а глубины здесь в основном 500–600 м, местами даже более 1000 м. У типично шельфового Баренцева моря бровка шельфа проходит на глубине более 400 м. Это говорит о том, что происхождение шельфа связано не только с затоплением окраинных равнин суши в результате повышения уровня моря, но и с новейшими тектоническими опусканиями окраин материков.

Одной из интересных форм рельефа шельфа являются затопленные береговые линии – комплексы береговых абразионных и аккумулятивных форм, отмечающие уровни моря в прошлые эпохи. Изучение древних береговых линий, как и изучение вертикальных разрезов отложений шельфа, позволяет выяснить конкретные детали истории развития шельфа в том или ином районе.

На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процессами– волнением, приливными и другими течениями (см. гл. 19). В тропических водах в пределах шельфа весьма типичны коралловые рифы – формы рельефа, созданные колониями коралловых полипов и известковых водорослей (см. гл. 20).

Прибрежные участки дна, прилегающие к островам переходной зоны или к океаническим островам, выровненные и относительно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта разновидность шельфов занимает незначительную площадь, составляющую всего несколько процентов от всей площади шельфа, в основном имеющего платформенную структуру.

Материковый склон. Более или менее узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа, характеризующаяся относительно крутым уклоном поверхности, представляет собой материковый склон. Средний угол наклона материкового склона – 5–7°, нередко 15–20°, иногда даже более 50°. Очень часто материковый склон имеет ступенчатый профиль, и большие уклоны приходятся как раз на уступы между ступенями. Дно между уступами имеет вид наклонной равнины. Иногда ступени бывают очень широкими (десятки и сотни километров). Их называют краевыми плато материкового склона. Типичным примером краевого плато является подводное плато Блейк, расположенное к востоку от Флориды (рис. 23). Оно отделяется от шельфа на глубинах 100–500 м уступом и дальше простирается в виде широкой наклонной к востоку ступени до глубины 1500 м, где заканчивается очень крутым уступом, уходящим на большую глубину (более 5 км). У материкового склона Аргентины насчитывается до десятка таких (но более узких) ступеней.

Рис. 23. Краевое плато Блейк (атлантическая подводная окраина Северной Америки)

В пределах материкового склона широко распространены расчленяющие его вкрест простирания подводные каньоны. Эти глубоко врезанные ложбины иногда располагаются так часто, что придают в плане бровке шельфа облик бахромы (рис. 24). Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а протяженность наиболее крупных из них – сотен километров. Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Уклоны продольного профиля подводных каньонов в верховьях в среднем 0,12, в средних отрезках – 0,07, в нижних:–0,04. Многие каньоны имеют ответвления, извилистые, чаще довольно прямолинейные. Они прорезают весь материковый склон, а наиболее крупные продолжаются и глубокие основания склона.

В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы – конусы выноса.

Подводные каньоны очень напоминают речные долины или каньоны горных стран. Характерно, что многие крупные каньоны лежат напротив устьев больших рек, образуя как бы подводные продолжения их долин. Эти черты сходства и связи подводных каньонов с речными долинами натолкнули на мысль, не являются ли подводные каньоны затопленными речными долинами. Так возникла эрозионная, или флювиальная. гипотеза образования подводных каньонов.

Рис. 24. Атлантическая подводная окраина Северной Америки: шельф, материковый склон с каньонами, материковое подножье

Однако при определенных чертах сходства есть и заметные различия между подводными каньонами и речными долинами. Продольный профиль большинства каньонов гораздо круче, чем профиль горных речных долин. Нередко в каньонах наблюдаются значительные обратные уклоны, что также не согласуется с гипотезой их речного происхождения. Многие подводные каньоны располагаются на продолжении равнинных рек, а сами по облику близки к горным долинам и характеризуются очень глубоким врезом в породы, слагающие материковый склон.

Большинство каньонов заканчивается на глубинах 3000 м и более. Если принять речную гипотезу их образования, то придется допустить, что уровень океана был более чем на 3 км ниже современного геологически недавно – в четвертичное время или в плиоцене, так как некоторые каньоны прорезают очень молодые – палеогеновые и даже миоценовые породы. Однако в соответствии с современными представлениями о масштабах четвертичного оледенения уровень океана в плейстоцене не снижался более чем на 100–120 м. Считать же, что все подводные каньоны оказались на такой большой глубине вследствие тектонического опускания нижних отрезков речных долин, тоже нельзя, так как они имеют повсеместное распространение. Кроме того, даже такое допущение не объясняет их глубокой врезанности.

Рис. 25. Схема, иллюстрирующая тектоническое заложение подводных каньонов

Вопрос о происхождении подводных каньонов должен рассматриваться совместно с вопросом о генезисе и тектонической природе материкового склона. Можно считать, что материковый склон в своей основе – это система ступенчать.х сбросов, образовавшихся в результате скалывания края материкового выступа, оказавшегося в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению – материковой платформой и областью с тенденцией к значительному погружению – -ложем океана. Скалывание и возрастание тенденции к погружению по направлению к ложу океана и обусловили ступенчатый профиль материкового склона. Одновременно возникающие в земной коре напряжения находили разрядку и другим путем – в образовании радиальных разломов, рассекающих материковый склон вкрест его простирания. По таким радиальным разломам и образованы подводные каньоны, которые в одних случаях унаследовали гигантские зияющие трещины в земной коре, в других – узкие грабены, выкроенные по близко располагающимся радиальным разломам (рис. 25). Нередко они выработаны по тектоническим зонам дробления горных пород.

Материковому склону свойственна земная кора материкового типа. Образцы коренных пород, взятые в подводных каньонах и на ступенях материкового склона с исследовательских судов с помощью специальных приборов – драг, показали, что это породы того же состава и возраста, что и на прилегающей суше и на шельфе. Наиболее убедительно геологическое и геоморфологическое единство материковых платформ суши, шельфа и материкового склона было доказано подводным бурением и геофизическими данными. Так, геологический профиль, построенный по данным морских скважин и геофизики в районе плато Блейк, свидетельствует о том, что геологические напластования, слагающие прибрежную равнину Флориды, прослеживаются как в пределах шельфа, так и на краевом плато Блейк (рис. 26).

Для многих районов материкового склона (например, в Мексиканском заливе, в Средиземном море) характерны, бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда встречаются также вулканические и грязевулканические образования.

Материковое подножье. Материковое подножье наряду с шельфом и материковым склоном – крупнейшая форма рельефа подводной окраины материка. В рельефе дна морей и океанов материковое подножье в большинстве случаев выражено наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового склона и протягивающейся полосой шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем океана. Равнина имеет максимальный уклон (до 2,5°) вблизи основания материкового склона. В сторону океана она постепенно выполаживается и заканчивается на глубинах порядка 3,5–4,5 км. Поверхность равнины при пересечении ее по простиранию, т. е. вдоль основания материкового склона, слегка волнистая. Местами она прорезана крупными подводными каньонами. Значительная часть поверхности равнины образована конусами выноса, располагающимися у устьев крупных подводных каньонов. В верхней части поперечного профиля материкового подножья нередко отмечается характерный холмисто-западинный рельеф, сильно напоминающий оползневый рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще материковое подножье в его типическом выражении – по преимуществу аккумулятивное образование. Как свидетельствуют данные геофизических исследований, покров морских отложений на дне океана достигает максимальной мощности именно на материковом подножье. Если в среднем в океане мощность рыхлых осадков редко превышает 200–500 м, то на материковом подножье она достигает 3–5 км (см. рис. 26).

Рис. 26. Глубинное строение подводной окраины Северной Америки – широтный профиль через Флориду (/), плато Блейк (II), Блейк-Багамскую впадину {///) и Блейк-Багамский «осадочный» хребет (IV) (по Шепарду, 1974): 1 – верхнемиоценово-голоценовые гемипелагические илы; 2 – средне-верхнемиоценовые тур-<5идиты; 3 – олигоцен-нижнемиоценовые гемипелагические илы; 4 – меловые – эоценовые гемипелагические илы; 5 – ископаемый юрско-верхнсмеловой коралловый риф; 6 – океанический фундамент; 7 – докембрийские магматические кислые породы; 8–«базальтовый слой» океанической земной коры

С помощью глубинного сейсмического зондирования выяснено, что структура материкового подножья характеризуется глубоким прогибом земной коры, и большая мощность осадков здесь возникает именно в результате заполнения этого прогиба. Главный источник поступления осадочного материала – продукты разрушения пород суши, выносимых реками в пределы шельфа, откуда этот материал в огромных количествах выносится в результате подводного оползания масс осадков и действия мутьевых потоков, т. е. процессов, о которых более подробно говорится в гл. 20. Подводные каньоны служат трассами для наиболее мощных мутьевых потоков, которые и создают огромные конусы выноса в устьях подводных каньонов. Таким образом, вся аккумулятивная равнина материкового подножья может рассматриваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у основания материкового склона.

Под мощной толщей отложений все еще продолжается кора материкового типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается. В некоторых случаях толща, слагающая материковое подножье, залегает на океанической коре благодаря выдвижению ее за пределы развития материковой коры. Чаще же в земной коре, слагающей материковое подножье, обнаруживается еще гранитный слой, что позволяет считать его наряду с шельфом и материковым склоном одним из крупных элементов подводной окраины материка.

В некоторых районах строение материкового подножья заметно отличается от описанного. Например, к востоку от уже упоминавшегося плато Блейк материковое подножье в рельефе океанского дна выражено очень глубокой впадиной (до 5,5 км глубины), прилегающей в виде узкой полосы к подножью плато. По-видимому, это структурный прогиб, типичный для глубинной структуры материкового подножья, но еще не заполненный осадками. В западной части Средиземного моря материковое подножье выражено холмистым или низкогорным рельефом, обусловленным развитием солянокупольных структур.

Бордерленды и микроконтиненты. На некоторых участках подводная окраина материка настолько раздроблена разрывными тектоническими нарушениями, что здесь практически невозможно выделить такие элементы, как шельф, материковый склон, материковое подножье. Так, у берегов Калифорнии переход от материка к океану представлен широкой полосой дна с очень пересеченным рельефом. Крупные возвышенности с плоскими вершинами и крутыми склонами чередуются с такими же по размеру и очертаниям впадинами. Этот рельеф, по-видимому, возник в результате проявления очень интенсивных тектонических процессов, обусловивших дробление подводной окраины материка на ряд горстов и грабенов. Такие раздробленные участки подводной окраины материков получили название бордерленда.

В пределах океанов иногда встречаются подводные или надводные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но не связанные с материками. Они отделены от материков обширными пространствами дна с океаническим типом земной коры. Таковы, например, Сейшельские острова и их подводное основание–Сейшельская банка (западная часть Индийского океана). Еще более крупные образования этого рода – подводные окраины Новой Зеландии, которые вместе с ней образуют массив континентальной земной коры площадью более 4 млн. км². Плосковершинные поднятия Зенит, Натуралиста и другие в Западно-Австралийской котловине Индийского океана также сложены материковой корой. Нередко такие формы рассматривают как остатки более обширных когда-то материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана. В принципе, однако, возможно и обратное предположение: быть может, это участки, где начался процесс образования материковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития. Такие возвышенности, сложенные материковой земной корой, но со всех сторон окруженные корой океанического типа, называются микроконтинентами.

Поиск по сайту: