Зона морского дна рельеф

Глава XII геоморфология дна океанов и морей

В рельефе и строении дна океана выделяется четыре основных части: подводная окраина материков; переход­ная зона; ложе океана; с р е д и н н о — о кеа н ич е-ские хребты. Известно два типа океанических окраин: атлан­тический — без переходной зоны и тихоокеанский — при котором к материковому склону непосредственно примыкает переходная зона. Подводная окраина материков, составляя около 22% пло­щади океана, по своему рельефу достаточно четко делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и подножие материка (рис. 60).

Шельф (8% площади мирового океана) представляет собой наиболее мелководную часть океана, располагающуюся между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находит­ся в среднем на глубине 180—200 м, но в отдельных случаях может быть на глубинах от 50—60 до 400 м и более. Наиболее широк шельф там, где он является продолжением материковых платформенных равнин (шельф Северного Ледовитого океана, атлантического побережья Северной Америки) и наиболее узок —там, где он примыкает к горным сооружениям складчатых областей.

В структурно-геологическом отношении шельф представляет собой непосредственное продолжение прилегающих к океану уча­стков суши. В общем шельф образует полого наклоненную к океа­ну равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф вол­нистых или холмистых равнин, являющихся реликтовыми суба-эральными формами. Здесь можно наблюдать реликтовые экза-рационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние бере­говые линии, подводные продолжения речных долин, затоплен­ные террасы и другие формы.

Реликтовые формы более типичны для внешнего края шельфа, который редко оказывается в области действия береговых про­цессов; внутренний прибрежный край шельфа вследствие колеба­ний уровня океана формируется под активным влиянием берего­вых процессов и представляет собой абразионно-аккумулятивную поверхность выравнивания, где почти не сохранились реликтовые субаэральные формы. Участки сложного расчлененного рельефа шельфа часто связаны с проявлением новейших тектонических разрывов.

Вопросам строения и происхождения шельфа посвящены рабо­ты О. К. Леонтьева, Ф. Шепарда, Д. Г. Панова и др.

Различают шельфы платформенных и геосинклинальных облас­тей. Среди первых выделяют четыре типа: шельф древних плат­форм отличается небольшой шириной и обычно слабой расчленен-

168ностью в основном подводными долинами. Шельф палеозойских платформ имеет наибольшую ширину; наряду с унаследованным рельефом, весьма распространен рельеф, образованный молодой разрывной тектоникой (шельф Северного Ледовитого океана). Шельф мезозойских платформ представляет собой слабо расчле­ненные затопленные аккумулятивные равнины суши (шельфы вос­точной части Ледовитого океана). Шельф окраинных прогибов материков сформировался на мезо-кайнозойских отложениях, пе­рекрывающих палеозойский фундамент. Широко распространен унаследованный эрозионный рельеф; тектонически обусловленные формы встречаются редко (шельф у берегов Западной Европы).

Для геосинклинальных областей характерны два типа шельфа. Шельф мезозойских складчатых структур имеет незначительную ширину и очень сильную расчлененность, связанную с тектониче­скими движениями глыбового характера (Тихоокеанский шельф у берегов Америки). Шельф современных геосинклинальных об­ластей с крутыми углами наклона, глубоко расчлененный под­водными долинами и каньонами, с вулканическими формами ре­льефа (шельф западной части Тихого океана и Индонезии).

О происхождении шельфа существуют различные точки зре­ния. Первоначально ведущую роль в формировании шельфа отво­дили абразии (А. П. Карпинский, В. Дэвис и др.). Сложный и разнообразный рельеф шельфов указывает на возможность раз­личных путей их образования. Согласно Ф. Нансену, шельфы мо­гут быть образованы морской абразией за счет опускания под уровень моря пенеплена, в результате накопления прибрежных морских осадков или ледниковых отложений. Ф. Шепард указал на значительную роль колебаний уровня Мирового океана и свя­занной с ними абразии, а также на влияние придонных течений, роста коралловых рифов и прибрежной аккумуляции. Многие исследователи, кроме того, отмечали значение колебательных тек­тонических движений и развивающихся в связи с этим трансгрес­сий и регрессий моря, подчеркивая то роль аккумуляции, то — абразии.

Многочисленные особенности морфологии шельфа свидетель­ствуют о том, что образование его обусловлено неотектонически-м: опусканиями краевых частей материков, на которые наклады­вались изменения уровня Мирового океана в связи с развитием оледенений в антропогене, при существенной роли абразии во время трансгрессий.

Изучению шельфа в последние годы придается большое зна­чение в связи с поисками и разведкой прибрежных россыпей и нефте-газоносных структур.

Материковый, или континентальный склон представляет собой относительно крутой склон (от 3—5 до 10—15°) между бровкой шельфа и ложем океана до глубин 2000—2500 м и более. Поверх­ность склона часто неровная, имеет сбросовый ступенчатый харак­тер; но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона нередко наблюдается крупный холмисто-западинный рель-

170еф, связанный с подводными оползнями. Характерной формой рельефа континентального склона являются подводные каньоны, прорезающие склон поперек. Наиболее крупные каньоны имеют и длину сотни километров, некоторые начинаются в пределах шельфа близ устьев рек и заканчиваются обычно у подножия склона или выходят к ложу океана. Глубина их вреза от сотен метров до 1 км и более, ширина на уровне бровок от 1 до 10— 15 км. Склоны каньонов крутые, местами вертикальные, ступен­чатые. Каньоны могут быть врезаны как в скальные породы, так и в рыхлую илистую массу. В устье каньонов обычно располага­ются мощные конусы выноса, прорезаемые неглубокими ветвя­щимися ложбинами.

Происхождение каньонов точно не выяснено. А. Вегенер, (). К. Леонтьев и многие другие ученые связывают их с тектони­ческими трещинами, иногда с грабенами, осложняющими матери-ковый склон. Другая очень распространенная гипотеза объясняет образование каньонов подводной эрозией морского дна мутье-ными потоками — стоком по дну воды, насыщенной обло­мочным материалом, илистой мутью. Эти потоки , обладая боль­шем плотностью, чем морская вода без взвесей, проходят через каньоны, углубляют дно, разрушают склоны и образуют в устье конусы выноса. Мутьевые потоки могут быть связаны со штормо­выми сточными течениями, с выносом массы обломочного мате­риала реками во время паводков, с подводными оползнями и обвалами, обусловлены волнами цунами. Эта гипотеза, конечно, не противоречит первой и может быть хорошо увязана с ней. Про­исхождение материкового склона Ж. Буркар связывает с конти­нентальной флексурой. Ф. Шепард, допуская возможность такого генезиса в отдельных случаях, более характерной считает сбросо-вую природу склона, не исключая и возможности его аккумуля­тивного происхождения.

Материковое (континентальное) подножие представляет собой полого наклонную к океану, часто слабоволнистую равнину, окайм­ляющую в ряде районов основание материкового склона полосой

до тысячи километров в ширину на глубинах 2-4, иногда 5 км.

Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоко­водное дно океана.

Переходная зона характеризует тихоокеанский тип окраин склонов. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана. В типичной переход­ной зоне выделяются* следующие крупные элементы рельефа: 1) глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-рав­нинным рельефом; 2) внутренние и внешние (ближе к океану) островные дуги (Японская, Филиппинская, Курильская и др.) с продольной депрессией между ними глубиной до 3—5 км; 3) глу­боководный желоб, сопряженный с островными дугами и вытяну­тый параллельно внешней дуге островов, которая круто обрыва­ется в желобу. Известно 27 глубоководных желобов, из которых пять имеют глубину более 10 км. Вдоль Тихоокеанского побере-

жья Центральной и Южной Америки в переходной зоне имеется только один элемент — глубоководный желоб. Эта зона отлича­ется высокой сейсмической активностью и проявлением молодого вулканизма.

Ложе Мирового океана с земной корой океанического типа располагается на глубинах более 3—4 км и занимает около 51% всей площади океана. В рельефе ложа широко развиты абиссаль­ные равнины, представляющие собой плоские или чаще «холмис­тые» котловины, расположенные на глубинах от 3,5 до 6—7 км. Наибольшее распространение, особенно в Тихом океане, имеют «холмистые» равнины, рельеф которых осложнен подводными хол­мами и горами вулканического происхождения, имеющими высоту 100—300 м и более 1 км. Абиссальные котловины разделены гор­ными хребтами и валообразными поднятиями различных разме­ров. Среди них различают океанические кряжи, преимуществен­но тектонического происхождения (глыбовые горы), а также цепи вулканических гор и отдельные вулканы, образующие нередко острова в океане. Известны подводные плато — обширные воз­вышенности, также несущие вулканы. В рельефе ложа океана нередко встречаются плосковершинные подводные вулканические горы, называемые гайотами, расположенные на глубинах до 2,5 км. Происхождение их связывают с абразией, срезавшей вер­шины гор еще до погружения их на значительную глубину. Иногда гайоты заканчиваются коралловыми постройками.

Срединно-океанические хребты имеются во всех океанах и за­нимают 17% их площади. Наиболее четко выражен Срединно-Атлантический хребет. Он проходит вдоль всего Атлантического океана с севера на юг и делит его на две почти равные половины. Несколько смещен к западу срединный хребет в Индийском океа­не; в Тихом океане хребет проходит в его юго-восточной части, на севере вплотную примыкая к материку Северной Америки. Все срединные хребты смыкаются в центральной части Индийского океана.

Срединно-Атлантический хребет представляет собой огромное сводообразное поднятие шириной около 1000 км с сильно рас­члененными горными склонами и гребнем высотой над дном океа­нической котловины до 3 км. Вдоль гребня этого хребта почти непрерывно протягивается глубокая грабенообразная, рифтовая долина, дно которой находится на 2—3 км ниже вершины гребня, на глубине около 4 км. Ширина долины между гребнями окайм­ляющих хребтов до 30—60 км. Дно долины неровное; здесь не­редко возвышаются горы до 500—700 м. Срединные хребты рас­сечены системой поперечных разломов, в зонах которых также имеются глубокие вытянутые долины.

Таким образом, рельеф дна Мирового океана весьма сложен. Выровненные пространства занимают в общем не очень большую часть океанического дна. Даже в пределах абиссальных равнин новейшими исследованиями выявлены сотни вулканических гор. На дне океана высятся грандиозные горные хребты.

Источник