 |
АвтоАвтоматизацияАрхитектураАстрономияАудитБиологияБухгалтерияВоенное делоГенетикаГеографияГеологияГосударствоДомДругоеЖурналистика и СМИИзобретательствоИностранные языкиИнформатикаИскусствоИсторияКомпьютерыКулинарияКультураЛексикологияЛитератураЛогикаМаркетингМатематикаМашиностроениеМедицинаМенеджментМеталлы и СваркаМеханикаМузыкаНаселениеОбразованиеОхрана безопасности жизниОхрана ТрудаПедагогикаПолитикаПравоПриборостроениеПрограммированиеПроизводствоПромышленностьПсихологияРадиоРегилияСвязьСоциологияСпортСтандартизацияСтроительствоТехнологииТорговляТуризмФизикаФизиологияФилософияФинансыХимияХозяйствоЦеннообразованиеЧерчениеЭкологияЭконометрикаЭкономикаЭлектроникаЮриспунденкция
МЕГАРЕЛЬЕФ ПОДВОДНЫХ ОКРАИН МАТЕРИКОВ
Около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов. Мегарельеф подводной окраины материков имеет свои существенные особенности. Примерно 2/3 ее приходится на северное полушарие и только '/з на южное. Следует отметить также, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина материков. Например, у Тихого океана она составляет 5%, у Северного Ледовитого — 50%.
Подводная окраина материков делится на шельф, материковым склон и материковое подножье.
Шельф. Прибрежную, относительно мелководную часть морского дна, имеющую более или менее выравненный рельеф и в структурно-геологическом отношении представляющую собой непосредственное продолжение прилегающей суши, целесообразно называть шельфом. Более 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 непостоянна, она меняется из-за абсолютных и относительных изменений положения 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 1°. 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, куда последнее оледенение не распространялось, 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. Например, 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, залегающими на континентальных отложениях или на коренных породах.
Поскольку равнины шельфа представляют собой преимущест-
венно затопленные равнины материковых платформ, то и крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Пониженные области шельфа обычно соответствуют синеклизам, возвышенности — антеклизам. Нередко на шельфе встречаются отдельные впадины, резко переуглубленные относительно соседних участков дна. В большинстве случаев такие впадины представляют собой грабены, днища которых выстланы толщей современных морских отложений. Таковы, например, западная впадина Белого моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину на соседних участках, желоб Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и многие другие.
Раньше было общепринятым представление о том, 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. Границей между шельфом и материковым склоном является бровка шельфа — почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже которого уклоны дна значительно возрастают. Часто бровка находится на глубине 100—130 м, в других случаях, 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 в ряде случаев с новейшими значительными 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, так же как и изучение вертикальных разрезов отложений шельфа (при помощи бурения или грунтоотборных трубок), 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. о них в 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 имеющие океаническую структуру, выравненные и относительно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта разновидность шельфов занимает незначительную площадь, составляющую, вероятно, 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 уклона материкового склона — 5—7°, а нередко 15—20°. Известны отдельные участки материковых склонов, где уклон превышает 50°. В большинстве случаев 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 около 100 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 (правда, более узких) ступеней.
В пределах материкового склона довольно 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 У-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, извилисты, чаще довольно прямолинейны. Они прорезают весь материковый склон, а наиболее крупные продолжаются и глубже 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. Однако при определенных чертах сходства есть и заметные различия между подводными каньонами и речными долинами. Прежде всего, 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. Бросается в глаза также то обстоятельство, что многие подводные каньоны располагаются как бы на продолжении равнинных рек, а сами по облику близки к горным долинам и характеризуются очень глубоким врезанием в породы, слагающие материковый склон.
Большинство каньонов заканчиваются на глубинах 3000 и более метров. Если принять речную гипотезу их образования, то придется допустить, что уровень океана когда-то был на три и более километра ниже современного, причем 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—110 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 вре-занности.
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 ступенчатых 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 — ложам 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. Такими радиальными разломами и образованы подводные каньоны, которые в одних случаях унаследовали гигантские зияющие трещины в земной коре, а в других — узкие грабены, выкроенные по близко располагающимся радиальным разломам (рис. 25).
Геофизические и геологические данные говорят в пользу того, что 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, а следовательно, и геоморфологическое единство материковых платформ суши, шельфа и материкового склона было доказано подводным бурением. Геологический профиль, построенный по данным морских скважин в районе плато Блейк, свидетельствует о том, что геологические напластования, слагающие прибрежную равнину, прослеживаются как в пределах шельфа, так и на материковом склоне.
Для многих районов материкового склона (например, в Мск<-сиканском 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 в несколько сотен километров ширины между последним и ложем океана. Равнина имеет максимальный уклон (до 2,5°) вблизи основания материкового склона. С увеличением глубин 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 волниста. 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 500 м, то на материковом подножье она достигает 5 км.
С помощью глубинного сейсмического зондирования выяснено, что структура материкового подножья характеризуется глубоким прогибом земной коры, и большая мощность осадков здесь возник кает именно в результате заполнения этого прогиба. Главный источник поступления осадочного материала — продукты разруше-; ния пород суши, выносимые реками в пределы шельфа, откуда^ этот материал в огромных количествах выносится в результате подводного оползания масс осадков и действия мутьевых потоков. О мутьевых потоках более подробно говорится в главе 20, здесь же отметим, что подводные каньоны служат трассами для наиболее! мощных из них, которые и создают огромные конусы выноса! в устьях подводных каньонов. Вся аккумулятивная равнина мате] рикового подножья может таким образом рассматриваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у основания мате-* рикового склона.
Глубинное сейсмическое зондирование показывает, что под мощной толщей отложений все еще продолжается кора материкового» типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается (рис. 26). При! сутствие гранитного слоя в земной коре, слагающей материковое подножье, дает основание считать его наряду с шельфом и материковым склоном одним из крупных элементов подводной окраины материка. Вместе с тем материковое подножье — прежде всего аккумулятивное образование, поэтому нередки случаи распространения его в пределы развития океанической земной коры.
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), при-
летающей 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 па 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 крупное образование этого рода Новозеландское подводное плато вместе с южной частью Новой Зеландии. В последние годы появилось также предположение, что Западноавстралийские подводные горы в Индийском океане также сложены корой материкового типа.
Некоторые исследователи такие изолированные массивы материковой земной коры 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 участки называют микроконтинентами.
Глава 10. МЕГАРЕЛЬЕФ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ (ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН)
Термин «геосинклинальные области» был введен в науку Д. А. Архангельским, который стремился подчеркнуть сложность строения поясов горообразования. В последнее время в геоморфологической литературе широко применяется как синоним этого понятия термин «переходная зона». Смысл последнего термина двузначный: во-первых, в нем содержится указание на то, что речь идет об областях, лежащих между материками и океанами, во-вторых, такое наименование подразумевает, что здесь в процессе исторического развития структуры земной коры происходит переход одного типа земной коры в другой.
Под современными переходными зонами, или геосинклинальными областями, мы понимаем области современного горообразования, протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко эти зоны выражены на окраинах Тихого океана. Две переходные области имеются в краевых частях Атлантики — это области Карибского моря и моря Скоша. Одна из переходных областей — Индонезийская — расположена частично на окраине Тихого, частично— на окраине Индийского океанов. Реликты обширной геосинклинальной области мы находим также в западной части так называемого Альпийского пояса горообразования, протягивающегося от Канарских островов до пересечения с Индонезийской переходной областью. Эта переходная зона формировалась в пределах ныне не существующего океана Тетис, некогда отделявшего Африку и Индостан от Евразиатской платформы.
О пестроте и своеобразии строения земной коры в современных геосинклинальных областях говорилось выше. Столь же сложен и своеобразен мегарельєф переходной зоны. В наиболее типическом выражении рельеф переходной зоны представлен следующими основными элементами: а) котловина окраинного глубокого моря, б) островная дуга, в) глубоководный желоб. Островной дугой называют подводный хребет с отдельными торчащими над водой вершинами — островами, отделяющий морскую котловину со стороны океана от глубоководного желоба — узкой замкнутой депрессии, "расположенной на границе переходной зоны и ложа океана. Яркими примерами такого рода сочетаний являются: южная котловина Охотского моря — Курильская островная дуга — Курило-Камчатский желоб; Японское море — Японские острова — Японский глубоководный желоб и др. (рис. 27).
Котловины окраинных морей имеют глубины, как правило, 2—3,5 км, а иногда и более 4 км. Высоты горных вершин некоторых островных дуг достигают 4,5 км. Самые крупные глубоководные желоба имеют глубины 8—10, а Марианский желоб — даже 11 км. Таким образом, переходная зона — это зона поверхности Земли, характеризующаяся максимальным вертикальным расчленением рельефа, что свидетельствует о максимальной интенсивности и контрастности вертикальных движений земной коры в пределах этой зоны.
Все геосинклинальные области одновременно являются поясами высокой степени сейсмичности. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит именно в этих областях.
Отмечается определенная закономерность в распределении глубинных очагов землетрясений. Поверхностные землетрясения (или коровые) с глубиной залегания очагов (фокусов) от нескольких километров до 60 км располагаются под днищами глубоководных желобов. Более глубокие — так называемые среднефокусные землетрясения имеют центры под островными дугами и частично под котловинами окраинных морей. Наконец, глубокофокусные землетрясения, очаги которых лежат на глубине 300—700 км, имеют свои центры, под котловинами окраинных морей или даже под прилегающей сушей. Таким образом, все очаги землетрясений в переходных зонах оказываются приуроченными к некоторым наклонен-ным в сторону материков зонам весьма неустойчивого состояния не только земной коры, но и мантии Земли (рис. 28). Эти зоны получили наименование зон Бениоффа-Заварицкого и могут рассматриваться как сверхглубинные разломы.
Переходные зоны — зоны современного вулканизма. Характерная особенность вулканизма переходных областей — преимущественно андезитовый или (реже) липаритовый состав продуктов извержения. Такая особенность наиболее свойственна современному вулканизму зрелых переходных областей, т. е. тех, которые пережили весьма длительную историю развития. В более древних продуктах извержения вулканов переходных зон господствуют базальты и присутствуют также ультраосновные породы. В наиболее молодых геосинклинальных областях, только еще формирующихся, вулканизм характеризуется базальтовым составом выбрасываемого материала (острова Тонга и др.).
Поиск по сайту: