Глава 5. Мегарельеф подводных окраин материков и ложа океана

Рассматривая мегарельеф Земли, необходимо остановиться на проблеме рельефообразования ложа океана, его основных морфоструктурных категориях.

В последние десятилетия появились новые исследовании по геоморфологии, геофизике, геологии океанического дна, заставившие во многом пересмотреть сложившиеся ранее представления. Это касается, в первую очередь эндогенного рельефообразования. Кро­ме того, доказано, что на значительных глубинах океанов активно развиваются гравитационные, гидрогенные, биогенные геоморфоло­гические процессы.

Особую геолого-геоморфологическую категорию представля­ет рельеф подводных окраин материков, на долю которых приходит­ся около 35% площади материков. Отметим, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина. У Тихого океана, например, она составляет 10%, а у Северного Ледо­витого —• более 60%. В пределах подводных окраин материков выделяется шельф, материковый склон, материковое подножие.

Шельф — прибрежная часть океанического дна с относительно равнинной или слабо покатой поверхностью, характерной для рельефа материковых платформ. Условная изобата 200 метров, ограничиваю­щая шельф, в зависимости от строения платформ и неотектонических движений, изменяется от 40 - 50 километров (Азиатское побережье Ледовитого океана) до 1000 километров (Охотское море). При общей равнинности основных морфоструктур для рельефа шельфа характер­ны реликтовые формы, связанные с деятельностью материковых оле­денений, вызывавших обнажение прибрежных равнин и межледнико­выми эпохами с характерными для них трансгрессиями океана.

Для рельефа шельфовой зоны характерны затопленные реч­ные долины, которые являются прямым продолжением материко­вых речных долин, по которым выносятся в океан продукты разрушения, а также затопленные фрагменты древних береговых линий: абразионные уступы, морские террасы, участки аккумулятивных рав­нин, сложенных морскими отложениями. Крупными геоструктурами шельфа являются также понижения (синеклизы) и возвышенности (антеклизы) с различной мощностью осадочных пород. Иногда по­нижения являются глубокими грабенами типа Кандалакшского за­лива и желоба Святого Лаврентия. Нелишне заметить, что осадки шельфовой зоны содержат запасы таких полезных ископаемых как нефть, а также рассыпные месторождения рудных полезных ископа­емых (железо-марганцевые конкреции)

Материковый склон начинается у бровки шельфа и углубля­ется под углом около 10°, а нередко 30 — 35° Сложен он породами материкового типа. О.К. Леонтьев отмечает, что материковый склон расположен между зоной поднятия — платформой и зоной погру­жения — ложем океана, что способствует формированию молодых сбросов и ступенчатости строения. Иногда ступени бывают очень широки (десятки километров) и называются краевыми плато мате­рикового склона. Примером может служить подводное плато Блейк к востоку от Флориды.

Геоморфологической особенностью материкового склона слу­жат подводные каньоны — глубоко врезанные поперечные ложби­ны, глубиной до 2000 метров, протяженностью в сотни километров. Каньоны буквально расчленяют крутые склоны материкового скло­на, образуя в его нижней части крупные конусы выноса. Проис­хождение этих удивительных образований до сих пор не ясно. Флювиальная теория рассматривает подводные каньоны как продолже­ние речных долин. Однако далеко не всегда каньоны имеют связь с материковыми эрозионными формами; кроме того, продольный про­филь каньонов намного круче профиля горных рек, не говоря уже о равнинных; большинство каньонов заканчивается на глубинах око­ло 3000 метров. Если принять флювиальную теорию, то требуется допустить, что уровень океана в четвертичный период был на 3 ки­лометра ниже современного, что не допускается данными геологии.

С современной точки зрения считается, что "материковый склон в своей основе — это система ступенчатых сбросов, образовавших­ся в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению — материковой платформой и областью с тенденцией к значительному погружению — ложем океана". Ска­лывание склона по направлению к ложу океана обусловили его сту­пенчатый профиль. Возникающие при этом гравитационные напря­жения выражались в образовании радиальных разломов, рассекаю­щих материковый склон вкрест его простирания в виде подводных каньонов. Таким образом, последние имеют тектоническое проис­хождение. Для некоторых районов материковый склон осложняет­ся бугристым рельефом соляной тектоники. Иногда отмечаются гря­зевые вулканы.

Насыщенные водой рыхлые морские отложения способны передвигаться по материковому склону при углах наклона менее 10°. Явление крипа — медленного оплывания на пологих склонах — вы­ражено в виде песчаных потоков, подводных оползней, возникаю­щих при небольших сейсмических толчках и даже при действии волн на шельфе или в верхней части склона. В некоторых районах Черного моря, у восточного берега Северной Америки (Блейк-Пур) отмечаются "структурные" оползни, при которых по склону сполза­ют целые блоки пород.

Гравитационные процессы выражаются также в мощных мутьевых потоках водной суспензии твердых частиц. Питаются эти потоки вблизи устьев крупных рек во время половодья, когда намного возра­стает взвешенный сток. Мутьевой поток на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки разорвал несколько подводных телеграф­ных кабелей, развив скорость до 120 километров в час при длине более 900 километров. Часто мутьевые потоки локализуются в под­водных каньонах, тогда их ширина сокращается, но скорость увеличи­вается, а в устье каньона возникают мощные кодусы выноса— турби-диты. Конус выноса подводного каньона Ганга занимает весь Бенгаль­ский залив и выдвигается в Индийский океан. Если подводный склон изрезан несколькими каньонами, то конусы выноса мутьевых потоков сливаются и образуют волнистую наклонную равнину материкового склона, которая продвигается и в пределы океанического ложа, эроди­руя его поверхность (абиссальные долины).

Важнейший геоморфологический процесс на дне океана — аккумуляция осадочного материала — как кластогенного (терригенного), так и биогенного и хемогенного происхождения. Расчеты по­казывают, что реки земного шара ежегодно выносят в море около 20 миллиардов тонн твердых частиц и 3,2 миллиарда тонн раство­ренного материала; ледники доставляют в океан 1,5 миллиарда тонн, абразия — около 0,5 миллиарда тонн. Значительное количество терригенного материала приносится ветром, ежегодно в океан поступа­ет около 3 миллиардов тонн вулканических продуктов. Если присоединить к этим цифрам величину биогенных осадков (1,82 милли­арда тонн), то сумма всего осадочного материала, осаждающегося на дно океана, составит около 30 миллиардов тонн в год.

Распределение осадочных толщ в океане имеет свои законо­мерности. Обычно зона шельфа и материкового склона лишена мощ­ных аккумулятивных образований благодаря значительным уклонам, проявлению эрозионной волновой деятельности, выносу вещества мутьевыми потоками. Благоприятны условия накопления мощной серии осадков в пределах материкового подножия. За счет сползания материала с материкового склона и очень пологих поверхностей подножия возникают ловушки для накопления осадочных толщ и появляются условия для процесса аккумулятивного выравнивания ложа океана.

Материковое подножие как важнейшая часть подводной ок­раины материков выражено обычно наклонной волнистой равни­ной шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем. В сторону океана оно выполаживается, достигая глубин 3,5 - 4,5 километра. Основная часть подножия сложена рых­лыми породами конусов выноса подводных каньонов. В верхней части, примыкающей к материковому склону, нередко отмечается опол­зневый рельеф. В целом материковое подножие — аккумулятивное образование с мощной (3-5 километров) толщей осадочных пород, выносимых реками в пределы шельфа. Под слоем аккумулятивных пород залегает кора материкового типа.

На некоторых участках подводных окраин материка наблюдает­ся сильная раздробленность, нарушающая описанное выше строение. У берегов Калифорнии, например, переход от материка к ложу океана представлен сочетанием плосковершинных возвышенностей и глубо­ких впадин. Такой рельеф возникает в результате интенсивных совре­менных тектонических процессов и получил название бордепленда.

Ловушками для накопления осадочного материала являются также котловины окраинных морей в геосинклинальных областях, где в результате этого процесса формируются плоские абиссаль­ные равнины и идет выравнивание коренного рельефа. Эти же про­цессы наблюдаются и в той части глубоководных желобов, которые прилегают к вулканическим островным дугам, служащим источни­ком осадков.

В центральных частях океанического ложа, где количество терригенных осадков резко сокращается, большое значение приоб­ретают вулканические и биогенные отложения. Последние нередко имеют смешанное биохемогенное происхождение и связаны со спо­собностью некоторых морских организмов усваивать из воды кар­бонаты кальция и кремнезем, которые после их отмирания выпада ют на дно в виде кремнистых (диатомовые) и карбонатных (форамениферовые, птероподовые, глобигериновые) илов. Еще Н.М. Страхов отмечал, что образование карбонатных морских осад­ков — один из важнейших геологических процессов. Абиссальные осадки маломощные, они покрывают и слегка нивелируют неровнос­ти ложа, придавая ему волнистый характер.

Мегарельеф планетарных форм Мирового океана включает ложа океанов и срединно-океанические хребты. В структурном от­ношении ложе океана соответствует океаническим платформам (талассократонам), сложенным корой океанического типа. Они пред­ставлены гигантскими плоскими котловинами, разделенными высо­кими хребтами. Глубины океанических платформ превышают 3,5 — 4 километра, что характеризует их областями длительного по­гружения и аккумуляции.

В отличие от океанических платформ, срединно-океанические хребты представляют собой вытянутые в меридиональном и суб­меридиональном направлениях гигантские вздутия земной коры, высотой более 2000 метров, увенчанные вулканами щитового типа. Они образуют единую планетарную океаническую систему длиной более 60000 километров. Строение срединно-океанических хребтов сложно. Сводовая часть осевой зоны обычно разбита рифовой впа­диной с крутыми бортами и плоским дном. Склоны расчленены резко выраженными ложбинами, по линиям которых происходят тектонические смещения (трансформные разломы).

Высокая сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов, максимальные значения теплового и магнитного потоков, резкая расчлененность рельефа, молодость слагающих пород и их зеркальное повторение по обе стороны рифтовой впадины свиде­тельствуют о проявлении в этом типе мегарельефа интенсивного современного тектогенеза, свойственного процессам спрединга, субдукции. Современная теория тектоники литосферных плит доказы­вает, что процесс рифтообразования проявляется с конца мезозоя и продолжается в современный период со скоростью раздвижения плит до нескольких сантиметров в год.

Срединно-океанические хребты сложены обычно ультраос­новными породами, главным образом перидотитами, дунитами. Они проникают в земную кору из верхней мантии, чем и объясняется высокая плотность рифтогенной коры. Важно отметить, что процес­сы рифтогенеза, проявляются на некоторых материках, продолжаясь по линиям океанических рифтов: Калифорнийский залив, Восточно-африканский, Байкальский рифты, Красное море.

В качестве примера приводим характеристику рельефа ложа Атлантического океана (рис. 15). Срединно-Атлантический хребет составляет орографический стержень океана и протягивается от ост­рова Исландия на севере до 65° южной широты на юге. Ширина хреб­та от 2500 километров сокращается к северу от Исландии до 300 ки­лометров. В наиболее высоких участках относительные превышения достигают 4 километров, а сложно устроенная горная система состоит из отдельных горстовых хребтов, нагорий и узких грабенов — рифтов с глубинами до 5 - 6 километров (впадина Романш, 7730 метров). К центру рифтовой зоны приурочены эпицентры землетрясений и современный вулканизм (Азорские острова). Во фланговых частях рельеф приобретает горный характер и отличается проявлением цен­трального и линейного вулканизма (хребет Рейкьянес). По обе сторо­ны от срединного хребта расположены котловины ложа океана— Лабрадорская, Северо-Американская, Бразильская, Аргентинская и др. Сложенные маломощной корой океанического типа, они отличаются однообразием выровненной поверхности или распространением хол­мистого рельефа, для которого характерны небольшие амплитуды расчленения (250 - 600 метров) — "рельеф абиссальных холмов", про­исхождение которого связывается с вулканическими проявлениями.

В открытой части океанов иногда встречаются подводные или надводные возвышенности, сложенные материковой корой (Сейшель­ская банка, Западно-Австралийская котловина). Их принято назы­вать микроконтинентами.

В Тихом и других океанах над крупными плоскими впадина­ми возвышаются плоские округлые возвышенности — гайоты. Их денудированные поверхности считаются остатками древних ма­териков, опустившихся ниже уровня океана.

Таким образом, современные представления о геологическом развитии Земли сходятся на том, что тектоническая жизнь нашей планеты протекает очень бурно и ее преобразование связано с дву­мя основными направлениями, которые выражают общий процесс литосферного круговорота. Первое направление — глобальный рифтогенный процесс, обусловленный сверхглубинными разломами зем­ной коры, подъемом вещества мантии, рождением новой океаничес­кой коры. При этом образуются крупные горные сооружения на дне океана и подводные поднятия на платформах. Второе направление — процесс переработки океанической коры в материковую, сопровож­дающийся ее опусканием в геосинклинальных зонах, возникновени­ем глубоководных желобов, а на более позднем этапе — высоких горных систем с континентальным типом земной коры.