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 1/3 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, 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, 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 преимущественно 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.

¹ См. образование подобных форм в субаэральных условиях в гл. 4.

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, выровненные 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

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

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, 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.

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. 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 гарным 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 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 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 — 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. 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 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 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 возни­кает именно в результате заполнения этого прогиба. Главный ис­точник поступления осадочного материала — продукты разруше­ния 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 материкового подножья может таким образом рассматриваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у основания мате­рикового склона.

Глубинное сейсмическое зондирование показывает, что под мош­ной толщей отложений все еще продолжается кора материкового типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается (рис. 26). Присутствие 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), прилегающей в виде

 

0 100 200 300 400 500 600 миль 0 100 200 300 400 500 миль

Рис. 26. Глубинное строение материкового подножья Ньюфаундленда (Л) и се­веро-восточной части США (Б) (по С. Оффисеру и др.):

/ — вода; 2—рыхлые осадки; 3 — консолидированные осадки; 4~ гранитный слой; 5 — базальтовый слой; 6 — верхняя мантия

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 выт делить 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 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. Л. 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 мегарельеф 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 наклоненным 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.).

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться: