Мегарельеф подводных окраин материков

Около 35% площади материков покрыто водами морей и океа­нов. У Тихого океана подводная окраина составляет 10%, у Северного Ледовитого — более 60%. Подводная окраина материков делится на шельф, материковый склон и материковое подножие. Всем этим структурным элементам свойственна земная кора материкового типа.

Шельф. Это прибрежная, относительно мелководная часть мор­ского дна, представляющая собой непосред­ственное продолжение прилегающей суши. Около 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ. Во время четвертичных оледене­ний уровень океана понижался более чем на 100 м по сравнению с современным, и обширные пространства ны­нешнего шельфа тогда были континентальными рав­нинами.

Рельеф шельфа преимущественно равнинный: средние уклоны поверхности от 30' до 1⁰. В пределах шельфа широко распростра­нены реликтовые формы рельефа, возникшие в прошлом в кон­тинентальных условиях. Это абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенчи береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными мор­скими осадками.

Граница между шельфом и материковым склоном морфологическая. Это бровка шельфа – четко выраженный перегиб профиля дна, ниже ко­торого его уклоны значительно возрастают. Часто бровка нахо­дится на глубине 100 − 130 м, иногда на глубинах 50 − 60 и 200 м. Большая часть дна Охот­ского моря − шельф по геологическим и геоморфологическим признакам, а глубины здесь 500 − 600 м, местами до 1000 м и более. 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.

На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процесса­ми — волнением, приливными течениями и др.

Континентальный (материковый) склон. Это узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа с относительно крутым уклоном поверхности. Средний угол наклона материкового склона 5—7°, нередко 15—20°, иногда более 50°. Материко­вый склон часто имеет ступенчатый профиль. Иногда ступени бывают очень широкими (десятки и сотни километров). Их называют краевыми плато материкового склона (например, подводное плато Блейк, расположенное к восто­ку от Флориды).

В пределах материково­го склона широко распрос­транены расчленяющие его вкрест простирания подводные каньоны. Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а протяженность до сотен километров. Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Они прорезают весь материковый склон. По каньонам проносятся мутьевые потоки, которые выносят на континентальное подножие грубые и тонкие наносы. В устьях каньонов отмечаются крупные аккумулятивные формы − конусы выноса. Каньоны имеют эрозионное и тектоническое происхождение. Возможно, образование каньонов связано с радиальными разломами, рассекающими материковый склон. Эрозионные процессы в каньонах связаны с интенсивным врезанием рек и выносом мутьевыми потоками терригенного материала.

Материковое подножие. Это наклонная равнина, прилегающая к основанию материкового склона. Материковое подножие протягивается полосой шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем океана. Максимальный уклон равнины 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 слегка волнистая, местами прорезана круп­ными подводными каньонами. Значительная часть поверхности образована конусами выноса в устьях крупных подводных каньонов. В верхней части материкового подножия нередко отмечается холмисто-западинный рельеф, напоминающий оползневой рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще материковое подножие преиму­щественно аккумулятивное образование. Мощность рыхлых осадков здесь может достигать 10—15 км.

Структура материкового подножия 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 на шельф, а затем по подводным каньонам мутьевыми потоками.

В некоторых районах строение материкового подножия замет­но отличается от описанного. Например, к востоку от плато Блейк материковое подножие выражено очень глубокой впадиной (глубиной до 5,5 км), прилегающей в виде узкой полосы к подножию плато. По-видимому, это структурный прогиб, типичный для глубинной структуры материкового подножия, но еще не заполненный осад­ками.

Бордерленды − это участки под­водной окраины материка, настолько раздробленные разрывными тектоническими нарушениями, что здесь практически невозможно выделить такие элементы, как шельф, материковый склон, матери­ковое подножие. Приурочены они к тектонически активным окраинам континентов (окраинам Тихоокеанского типа), например, у берегов Калифорнии.

Микроконтиненты − это подводные или надводные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но не связанные с материками. Например, Сейшельские острова и их подводное основа­ние − Сейшельская банка. Или подводные окраины Новой Зеландии, которые вместе с ней образуют массив континен­тальной земной коры площадью более 4 млн км². Это могут быть либо остатки материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана, либо это участки, где начался процесс образования мате­риковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития.

Мегарельеф переходных (геосинклинальных) зон

Под современными переходными или геосинклинальными областями понимаются области современного горообразования, протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко переходная зона выражена на окраинах Тихого океана. В Атлантике две переходные зоны — области Карибского моря и Южно-Антильской котловины. Индонезийская переходная зона расположена на границе Тихо­го и Индийского океанов. Реликтом геосинклинальной области является современное Средиземное море.

Мегарельеф переходных зон представлен следующими основными элементами: 1) котловина окраинного глубокого моря, 2) островная дуга; 3) глубоководный желоб.

Островная дуга представляет собой подводный хребет с возвышающимися над водой вершинами − островами, отделяю­щий котловину окраинного моря от глубоко­водного желоба. Яркими примерами та­ких сочетаний являются: южная котловина Охотского моря − Курильская островная дуга − Курило-Камчатский желоб; Японское море − Японские острова − Японский глубоководный желоб и др.

Островные дуги разбиты глубокими разломами с поперечным простиранием. На пересечениях оси островных дуг с эти­ми разломами располагаются крупнейшие действующие вулка­ны. В ряде случаев островные дуги бывают двойными (внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг другу). Так, внутренняя гряда Ку­рильской дуги соответствует собственно Курильским островам. Внешняя представляет собой подвод­ный хр. Витязя и только на самом юге располагаются Малые Ку­рильские острова. Обе гряды продолжаются на суше на п-ове Камчатка. На определенной стадии раз­вития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши (Камчатка, Японские о-ва, о. Куба).

Котловины окраинных морей располагаются между материком и островными дугами. Они имеют глубины 2—3,5 км, иногда более 4 км. Их дно плоское или волнистое, встречаются также подвод­ные горы и поднятия. В земной коре под котловинами отсутствует гранитный слой.

Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии — прогибы в земной коре, с ха­рактерной дугообразной формой. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, из них 28 в Тихом океане. Глубина пяти желобов достигает 10 км, из них Марианский глубже 11 км. Поперечный профиль глубо­ководного желоба имеет V-образную форму, но там есть хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере Ку­рило-Камчатского желоба видно, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к его днищу: в верхней части 5 − 6°, а в нижней − 25°. Склоны ступенчатые, нередко асимметричные.

В переходных зонах максимальный на Земле перепад высот − горы некоторых островных дуг достигают 4,5 км, а глубина желобов до 8-10 км. С точки зрения концепции тектоники литосферных плит здесь происходит субдукция — поддвигание литосферных плит океанической коры вместе с породами мантии под края других плит.

Геосинклинальные области являются поясами высокой сейсмичности и современного вулканизма. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений проис­ходит именно в этих областях.

Морфологические типы зон перехода от океана к материкам весьма разнообразны. Различные типы переходных зон представлены на слайде.

Срединно-океанические хребты

Срединно-океанические хребты – гигантские формы земной коры линейного простирания. Над соседними котловинами они возвышаются на 2-3 км. Вершины хребтов могут выходить выше уровня моря, образуя острова и архипелаги в основном вулканического происхождения (о. Исландия). СОХ образуют единую планетарную систему протяженностью около 60 тыс. км и прослеживаются во всех океанах. Это сейсмически и вулканически активные области. Они образовались в результате внедрения глубинного вещества в процессе спрединга, т.е. раздвижения океанского дна. В результате спрединга в СОХ происходит образование новой океанической коры.

По морфологии выделяют два типа СОХ – атлантический и тихоокеанский.

Хребты атлантического типа – относительно узкие, имеют крутые расчлененные склоны и в осевой части хорошо развитую рифтовую долину. Глубина рифтовой долины составляет 2000-3000 км, местами до 4000 км, ширина – всего несколько километров. В рифтовых долинах происходит подъем горячего материала мантии, вызывающий раздвижение земной коры в обе стороны. В Северной Атлантике современная скорость раздвижения 2-3 см в год.

Срединно-океанические поднятия тихоокеанского типа более широкие, имеют более пологие склоны. Рифтовая долина отсутствует, вместо нее выделяется горстовое поднятие, в центре которого находится рифтовая трещина или цепочка вулканов. Раздвижение происходит со скоростью до 36 см в год. К этому типу относятся Восточно- и Южно-Тихоокеанский хребты, а также Австрало-Антарктический и др.

Через каждые 200-300 км СОХ пересекают поперечные разломы со сдвигом (трансформные). При этом в плане рифтовая долина сдвинута по разломам на 20-50 км, иногда на 300 км и более. Сами разломы представляют собой впадины или трещины шириной 15-20 км и глубиной 0.5 – 1,5 км и более. Наиболее крупные трансформные разломы длиной несколько тысяч километров пересекают не только СОХ, но и прилегающие котловины и даже заходят на континенты.

В Северном Ледовитом океане срединно-океанический хребет представлен хр. Гаккеля. Кроме Арктического бассейна в Северном Ледовитом океане выделяется Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь котловины Гренландского и Норвежского морей разделяют срединно-океани­ческие хребты Книповича, Мона и Исландский.

Наиболее хорошо изучен Срединно-Атлантический хребет. Он протягивается от о. Исландия на се­вере до 65° ю. ш.. Ширина хребта в южной Атлантике достигает 2500 км, но к северу от Исландии сокращается до 300 км. Его относительная высота не превышает 4 км. Он состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных долин и понижений. Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта. Срединно-Атлантическому хребту присуща земная кора рифтогенного типа, ха­рактеризующаяся повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений, особенно на участках хребта, пересекаемых широтными трансформными раз­ломами. Наиболее значительными действующими вулканами на Атлантическом хребте расположены на хребте Рейкьянес (в районе Исландии), экваториальной части и в районе островов Тристан-да-Кунья. В южной части океана Срединно-Атлантический хребет переходит в Африканско-Антарктический хребет.

В Индийском океане расположены СОХ: Западно-Индийский, Аравийско-Индийский, Цент­рально-Индийский, переходящий в Австрало-Антарктический. Хребты по строению схожи со Срединно-Атланти-ческим хребтом. Срединные хребты Индийского океана тоже разбиты не только рифтами, но и поперечными разломами. Однако преобладают разломы меридионального или (реже) субширотного простирания.

Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно- и Восточно-Тихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Антаркти­ческий: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не проявлена ярко. В строении СОХ Тихого океана существенную роль играют секущие их вкрест простирания разломы. По разломам срединный хре­бет разбит на ряд сегментов, сдвинутых относительно друг друга. Чилийский хребет, имеющий рифтовую струк­туру и отличающийся сейсмичностью и вулканизмом, можно считать ответвлением срединно-океанической системы.

Рельеф ложа Мирового океана

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однооб­разно. В котловинах океанов выделяется два основ­ных типа рельефа.

1. 40 % всей площади дна Мирового океана занимает рельеф абиссальных холмов. Площадь дна котловин занята холмис­тым рельефом с высотой холмов в среднем 250—600 м, в некоторых случаях − до 1000 м. Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканичес­кими процессами. После затухания магматического процесса происходило частич­ное погребение лакколитов или щитовых вулканов под толщей донных осадков, преобразование их в абиссальные холмы.

2. Меньшая часть площади дна котловин почти идеаль­но выровнена − это плоские абиссальные равнины. Обычно они занимают не самые глубокие участки котловин, а расположенные ближе к материко­вому склону и подножию.

Ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся незначительной мощностью (5—10 км) и отсутствием гранитного слоя. На абиссальных равнинах мощность осадочного слоя достигает 1,5 км, а в пределах абиссальных холмов измеря­ется несколькими сотнями или даже десятками метров.

Ложе океана в структурном отношении соответствует океани­ческим платформам, или талассократонам. На батиметрической карте дна любого океана видна ячеистость мегарельефа. Ги­гантские котловины с относительно ровным или холмистым дном разделяются хребтами, валами и возвышенностями. Океаническим котловинам свойственна большая глуби­на, что указывает на преобладание отрицательных вертикальных движений. Океанические бассейны служат областями аккумуляции осадочного материала, поступающего главным образом с суши.

Кроме срединно-океанических хребтов в пределах всех океанов встречаются отдельные горы, возвышенности, плато и горные хреб­ты, имеющие иной (отличный от СОХ) генезис.

Например, Бермудское плато, расположенное в центральной части Северо-Атлантической котловины. В строении плато ярко проявляется разломная тектоника. Сеть разломов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвыша­ются подводные вулканы. Группа наиболее высоких вулканов об­разует фундамент Бермудских островов.

В Индийском океа­не выделяются плато Крозе, океаническое вулканическое образование, и плато Кергелен, представляющее собой выступ Антарктической материковой плат­формы. Наряду с СОХ в Индийском океане имеются крупные хребты с океаническим типом зем­ной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них — Восточно-Индийский хребет.

Маскаренский хребет в северной части Индийского океана имеет материковый тип коры. Вероятно, это обломок континента Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все южные материки, или это недоразвившийся материк. Мадагаскарский, Мозамбикский хребты и возвышенность Агульяс, расположенные в юго-западной части океана, сложены земной корой материкового типа и считаются элементами подводной окраины Африканского материка.

В Тихом океане, кроме СОХ, также имеются другие крупные валы с океа­ническим типом земной коры. Их своды усыпаны вулканами, образующими вулка­нические цепи. Наиболее грандиозным из них Га­вайский хребет. В Тихом океане многочисленны плосковершинные подводные горы — гайоты, наиболее распространенные на подводных горах Маркус-Неккер, (южнее Гавайских островов). Глубина над вершинами мно­гих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м). Многие океанические сводовые поднятия Тихого океана имеют горные вершины, увенчанные кольце­выми рифами, или атоллами.

Ложе Тихого океана почти всюду отделено от материков глубоководными желобами, поэтому поступление терригенного материала с суши в Тихий океан неве­лико. В результате в котловинах Тихого океана мощность осадков небольшая. Всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская равнина, об­разованная конусами выноса мутьевых по­токов. Обширная абиссальная равнина занимает большую часть котловины Бел­линсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин отмечается и в приантарктических котловинах Индийского и Атлантического океанов. Это связано со значительным привносом терригенного материала айсбергами.

Для ложа Тихого океана характерны зоны глубинных разломов широтного простирания протяженностью по не­сколько тысяч километров. Разломы также пересекают Восточно-Тихоокеанское и Южно-Тихоокеан­ское поднятия, причем отдельные сегменты этих поднятий сдви­нуты относительно друг друга на сотни километров.