Подводные окраины континентов
Рельеф шельфа, континентального склона и переходных зон.
МЕГАРЕЛЬЕФ ПОГРАНИЧНЫХ ОБЛАСТЕЙ
«КОНТИНЕНТ-ОКЕАН»
Около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов. Мегарельеф подводной окраины континентов имеет некоторые особенности. Примерно 2/3 ее приходится на северное полушарие и только 1/3 на южное. Чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина континентов. Например, у Тихого океана она составляет 5%, у Северного Ледовитого - 50%.
В рельефе планеты им соответствуют сопряженные склоны континентальных поднятий и океанских впадин различного строения, которые представляют мегаформы II порядка. Принято выделять 1) подводные окраины континентов и 2) переходные зоны.
1) Подводные окраины присутствуют повсеместно и включают некоторые типы шельфов, континентальный склон и его подножие.
2) Переходные зоны включают сложный рельеф окраинных морей, островных дуг и глубоководных желобов.
Существуют генетические взаимосвязи между этими категориями рельефа, различно выраженных в строении пограничных областей.
1. Шельф- это относительно мелководная часть морского дна, имеющая более или мене выравненный рельеф и в структурно-геологическом плане представляющая собой непосредственное продолжение прилегающей суши, т.е., это затопленные окраины континентов, представляющие субаквальные платформенные равнины в пределах глубин 200-500 м. В различные геологические эпохи в связи с изменениями уровня океана и вертикальными движениями земной коры эти платформенные субаквальные равнины затоплялись то в большей, то в меньшей степени. В меловое время, например, шельфы были распространены гораздо шире, чем сейчас. Во время четвертичных оледенений уровень океана понижался на 100-150 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 отметок уровня Мирового океана. Самые близкие во времени к нам изменения уровня были связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох в плейстоцене. После деградации последнего ледника уровень океана поднялся более чем на 100 м.
Рельеф шельфа преимущественно равнинный, средние уклоны поверхности составляют около 10. В пределах шельфа широко распространен реликтовый рельеф: иногда это ледниково-аккумулятивные равнины со всеми характерными формами гляциального рельефа, в других случаях - структурно-денудационные формы рельефа, образовавшиеся в результате воздействия денудационных факторов на геологические структуры. Наряду с реликтовыми на шельфе встречаются абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря, так называемые бенчибереговой зоны, а также аккумулятивные равнины, сложенные современными морскими осадками, залегающими на континентальных отложениях или на коренных породах.
Поскольку равнины шельфа - преимущественно затопленные платформенные равнины, то и крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Раньше было общепринятым представление о том, что шельф заканчивается на глубине 200 м, где он сменяется континентальным склоном. Однако современные исследования показали, что говорить о какой-то определенной глубине, до которой распространяется шельф, достаточно сложно. Границей между шельфом и континентальным склоном является бровка шельфа - почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже которого уклоны дна значительно возрастают. Эта бровка шельфа находится на разных глубинах: от 50-60 до 500-600, местами даже более 1000 м. Так, большая часть Охотского моря - шельф и по геологическим, и по геоморфологическим признакам, а глубины здесь в основном 500-600 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 континентов.
Одной из интересных форм рельефа шельфа являются затопленные береговые линии - комплексы береговых абразионных и аккумулятивных форм, фиксирующих уровни моря в прошлые геологические эпохи. На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процессами - волнениями, приливными и др. течениями. В тропических водах в пределах шельфа весьма типичны коралловые рифы - формы рельефа, созданные колониями коралловых пасипов и известковых водорослей.
2. Континентальный склон - это более или менее узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа, характеризующаяся относительно крутым уклоном поверхности. Средний угол уклона континентального склона 5-70, а нередко 15-200. Известны участки континентальных склонов с уклоном, превышающим 500. Континентальный склон может представлять континентальную флексуру или систему гигантских разрывов: ступеней согласных и секущих. Согласные разрывы определяют ступенчатое строение континентального склона. Ширина ступеней может быть различной от первых сотен метров до сотен километров. Если широкие ступени располагаются в верхней части склона, то они образуют краевые плато. В условиях большой раздробленности склоны осложняются грабенами и горстами.
Секущие разрывы развиваются вкрест простирания сбросовых ступеней. Крупные секущие разрывы осложняют пограничные районы континентов и ложа океанов. На суше эти разрывы представляют ослабленные зоны, которые часто разрабатываются долинами рек. В пределах же континентального склона эти зоны избирательно разрабатываются мутьевыми потоками, по ним закладываются глубокие узкие «долины» - подводные каньоны. Эти глубоко врезанные ложбины (иногда до 2000 м) располагаются в ряде случаев так часто, что придают в плане бровке шельфа облик бахромы. Протяженность каньонов достигает сотен километров. В устьях каньонов отмечаются крупные аккумулятивные формы - конусы выносов.
Подводные каньоны очень напоминают речные долины. Иногда крупные каньоны лежат напротив устьев больших рек, образуя как бы подводные продолжения их долин. Но это не означает, что подводные каньоны являются затопленными речными долинами, т.к. при определенных чертах сходства существует ряд различий между подводными каньонами и речными долинами. К ним относятся 1) более крутой, чем у речных долин, продольный профиль большинства каньонов, 2) значительные обратные уклоны, что не согласуется с речной гипотезой их происхождения. Вопрос о происхождении подводных каньонов должен рассматриваться совместно с вопросом о генезисе и тектонической природе континентального склона. Континентальный склон - это система ступенчатых сбросов, которые образовались в результате скалывания края выступа континента, оказавшегося в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению - континентального поднятия, и областью с тенденцией к значительному погружению - впадиной океана. Все это обусловило ступенчатый профиль континентального склона. Но в земной коре при этом возникали различные напряжения, которые находили разрядку путем образования радиальных разломов, рассекающих континентальный 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, образовавшиеся по близко располагающимся радиальным разломам.
Геофизические и геологические данные свидетельствуют о том, что континентальному склону свойственна земная кора континентального типа. Весьма убедителен в этом отношении геологический профиль, построенный по данным морских скважин, в районе плато Блэйк (атлантическая подводная окраина Сев. Америки к востоку от Флориды). Этот профиль показывает, что геологическое строение прибрежной равнины шельфа и континентального склона определяется значительным сходством. Для многих районов континентального склона, например Мексиканского залива, Средиземноморского бассейна, характерны бугристые формы рельефа, связанные с соляной тектоникой, а также вулканические и грязевулканические образования.
3. Континентальное подножие представляет зону сопряжения склона континента с ложем океанской впадины и является крупнейшей формой рельефа подводной окраины континента. В рельефе дна морей и океанов континентальное подножие в основном выражено наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового склона и протягивающейся полосой (шириной в несколько сотен километров) между континентальным склоном и ложем океана. Максимальный уклон равнины 250 вблизи основания континентального склона. Далее уклон выполаживается и заканчивается на глубинах порядка 3,5-4,5 км. Поверхность равнины вдоль основания континентального склона слегка волниста и местами прорезана подводными каньонами. Значительная часть ее поверхности образована конусами выноса подводных каньонов. Нередко в верхней части поперечного профиля континентального подножия отмечается характерный холмисто-западинный рельеф, напоминающий оползневой рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще континентальное подножие - аккумулятивное образование. По данным геофизики, покров морских отложений на дне океана достигает максимальной мощности именно на континентальном подножье. Если в океане средняя мощность рыхлых осадков редко превышает 500 м, то на континентальном подножье она достигает 5 км.
В пределах континентального подножья происходят наиболее существенные изменения строения коры от континентальной и субконтинентальной до океанской и субокеанской.
Мегакомплекс мегаформ - платформенная шельфовая равнина - континентальный склон - континентальное подножие - абиссальная океанская равнина является широко распространенным в океанах мира, особенно на склонах Ледовитого и Атлантического океанов. Поэтому такие континентальные окраины часто называют Атлантическими.
На склонах Тихоокеанской впадины строение пограничной области существенно иное. В условиях полного развития здесь выделяется переходная зона, состоящая из следующих мегаформ: 1) шельф, 2) континентальный склон и впадина, 3) островодужные поднятия с разделяющей их впадиной, 4) глубоководный желоб и 5) абиссальная океанская равнина. Встречаются и более сложные сочетания.
Переход от континента к океану с набором перечисленных мегаформ, получил название Тихоокеанского.
Глубоководные впадины окраинных морей граничат с наклонным шельфом, который может постепенно переходить в глубоководные плато на глубину 1-2 км (например, Охотское и Южно-Китайское моря). Эти плато отделяются от дна уступом 1-1,5 км. Встречаются и более резкие переходы, когда шельфовая равнина ограничивается 2-3-километровым континентальным склоном. Граница впадин с подводным склоном горного сооружения островной дуги резкая. По масштабам выделяются относительно небольшие котловины типа Японской с глубинами ~ 3-3,5 км и крупные котловины типа Филиппинской со сложным рельефом и глубинами 4-5 км и более. Время возникновения впадин окраинных морей для преобладающего большинства соответствует кайнозою. К таким молодым формам относятся многие впадины Западной окраины Тихого океана. Возраст древних впадин соответствует концу палеозоя - началу мезозоя. К ним относятся впадины Ионического моря, а также Кораллового, Южно-Китайского и т.д.
Внутреннее строение впадины определяется типом и мощностью коры. В крупных и глубоких впадинах (например, Филиппинская, Мирианская) преобладает кора океанского типа мощностью 10-12 км. Неглубокие впадины часто обладают корой значительной мощности (20-30 км) субокеанского типа.
Большинство впадин окраинных морей характеризуются высокой сейсмичностью и слабым вулканизмом. Структура впадин раздробленная с развитием рифтогенных разломов в условиях растяжения и внедрения базальтовых расплавов. Широкое развитие рифтов доказано для преобладающего большинства этих впадин.
Островодужные горные сооружения представляют крупные валообразные поднятия океанского дна и являются в основном подводными. Граничат со впадинами окраинных морей и глубоководным желобом, поэтому контрастность рельефа здесь весьма высока. Глубинная структура островных дуг - вал базальтовой коры, на который как бы насажен слой вулканических и осадочных пород, а в случае зрелой стадии островной дуги - гранитный слой. Для островных дуг характерен современный вулканизм центрального типа: многочисленные вулканы с андезитовым или липаритовым составом лав. Наблюдается и древний основной (базальтовый) вулканизм.
Расположение вулканов в пределах островных дуг подчинено закономерностям. Островные дуги обычно разбиты глубокими разломами поперечного или близкого к поперечному простирания. Именно на пересечениях оси островных дуг с этими разломами располагаются крупнейшие действующие вулканы. Нередко разломы выражены в рельефе морского дна в виде очень глубоких проливов (например, проливы Фриза и Буссоль в Курильской дуге).
В ряде случаев островные дуги представлены двойной системой, т.е. выделяются внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг другу, с депрессией между ними. Так, например, устроена Курильская дуга. Внутренняя дуга соответствует здесь собственно Курильским островам и их подводному основанию, внешняя представляет собой подводный хребет Витязь, лишь на самом юге переходящий в Малые Курильские острова. Обе гряды продолжаются на суше, на п-ве Камчатка. Внутренней гряде соответствуют структуры Срединного Камчатского хребта, с которым связаны крупнейшие действующие вулканы Камчатки, а внешней - блоковые структуры гор полуостровов восточной Камчатки, т.е. на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские о-ва, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста. В результате слияния трех разновозрастных островных дуг образовался о-в Куба.
Молодой островной дугой являются Малые Антильские о-ва, которые, как и Курильская островная дуга, образуют две гряды - внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с лежащим к северу и СВ от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена максимальная глубина Атлантического океана.
Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений, для них характерны также резко дифференцированные вертикальные движения земной коры (с большими скоростями).
Глубоководные желоба. Это наименее изученная форма рельефа. Представляет собой узкую глубокую (от 10-11 до 5 км) щелевидную впадину, чаще всего дугообразной формы, не компенсированную осадками, мощность осадков не превышает 500 м. Вследствие частичного заполнения желоба отложениями его дно представляет плоскую ровную площадку. Склоны желоба крутые, в нижней части 25-300, в верхней - выполаживаются до 5-60, что придает этой щелевидной впадине воронкообразную форму в поперечном сечении. Ширина желоба по дну до 50 км, по расстоянию между верхними частями стенок ~100 км. Глубоководные желоба распространены избирательно: из 35 известных желобов 28 приурочены к впадине Тихого океана, главным образом к ее западным и юго-восточным склонам. В генетическом отношении желоба, по-видимому, представляют развивающуюся узкую депрессию глубинного разлома в зоне перехода субконтинентальной и субокеанской коры островных дуг в океанскую кору абиссальных равнин или междужных впадин. Самый глубокий из желобов - Марианский.
Желоба занимают различную геоморфологическую позицию: вдоль восточных склонов впадины Тихого океана они граничат с Андийско-Кордильерскими окраинно-периконтинентальными горными сооружениями, вдоль западных склонов Тихого океана - с островодужными периокеанскими горными сооружениями. Желоба характеризуются высокой сейсмичностью, глубина очагов небольшая, поэтому коровые землетрясения этой зоны являются разрушительными.
В настоящее время структура переходной зоны различно понимается учеными - представителями концепций мобилизма и фиксизма. Так, с позиций мобилизма литосферы океанские плиты движутся в направлении от срединных рифтогенных хребтов и погружаются под континенты по зоне сверхглубокого разлома Бениоффа-Заварицкого (т.е. в зоне глубоководного желоба). Процессы погружения и переплавления литосферных плит вызывают в мантии огромные напряжения, которые приводят к сейсмичности и вулканизму. Образование периокеанских (островодужных) и периконтинентальных горных сооружений рассматривается мобилистами как активная реакция на поддвиг (субдукцию) океанских литосферных плит. Поэтому переходные зоны тихоокеанского типа называются активными в отличие от пассивных зон атлантического типа.
Фиксистами явление поддвига отрицается. Так Белоусов В.В. (1982) выделяет переходные зоны трех типов: Атлантический, Тихоокеанский, Колумбийский.
В Атлантическом типе ступенчатость континентального склона объясняется фиксистами длительным погружением окраины континента, ее раскалыванием и переработкой континентальной коры в океанскую.
В Тихоокеанском типе переходных зон мегаформы рассматриваются как результат деформации литосферы геосинклинального режима, возникшие в позднем мезозое - кайнозое, и развития орогенного режима в позднем кайнозое. При этом принимается, что окраинные моря образовались на месте срединных массивов, крупные (зрелые) островодужные поднятия наследуют общие геоантиклинальные поднятия, а зоны Бениоффа-Заварицкого (сверхглубинные разломы) являются каналами вывода легких элементов из верхней мантии. Такая концепция полностью отрицает субдукцию (поддвигание) океанской литосферы, противопоставляя этому явлению подтекание тяжелой мантии под более легкую и формирование глубоководного желоба в результате «проседания» края тяжелой мантии, лишенной легких компонентов.
К Колумбийскому типу относится переходная зона, простирающаяся вдоль Тихоокеанских берегов Сев. Америки. По представлениям В.В.Белоусова, особенность строения этой зоны заключается в наложении рифтового режима на орогенный и отсутствие зоны Бениоффа-Заварицкого.
Нерешенность вопросов строения структуры переходных зон объясняются недостаточной изученностью генезиса переходных зон.