Рельеф и геологические структуры 6 Глава

В рельефе молодых платформ есть и существенные отличия от
рельефа древних платформ. Главное отличие заключается в резком
возрастании горного рельефа, особенно в пределах мезозойских
платформ. Различна также структура и рельеф гор. Горы молодых
платформ хотя и утратили свою высокую тектоническую активность,
в подавляющем большинстве случаев четко выражены в рельефе,
имеют ясную линейную ориентировку (Урал, Аппалачи, Большой
Водораздельный хребет Австралии и др.), хотя последней может и
не быть (Центральный Французский массив, ряд массивов в пре­
делах Казахского илелкосопочника). В горах и на равнинах моло­
дых платформ четче прослеживается связь молодых структур с
древними. Так, в горах Урала, северной части Аппалачей древние
структуры хотя и срезаны на большую глубину, тем не менее про­
должают контролировать наиболее крупные черты рельефа этих
горных стран, т. е. последующие тектонические движения здесь про­
явились согласно с древней структурой. В юго-западных Аппа­
лачах, в Капских горах (Южная Африка), в большинстве гор мезо­
зойского возраста древние структуры срезаны неглубоко, и они це­
ликом определяют все основные черты современного рельефа этих
гор.,'..',..

Есть в пределах молодых платформ и такие горы, которые об­разовались в результате разрывной тектоники, проявившейся несо­гласно с древней структурой: Скандинавские горы, горы Централь­ной Европы (Гарц, Шварцвальд, Вогезы и др-).

Таким образом, среди гор молодых платформ можно выделить: а) горы с неглубоко срезанной древней структурой, четко выражен­ной в современном рельефе; б) горы с глубоко срезанной древней структурой, унаследованной последующими движениями и прояв­ляющейся в современном рельефе; в) горы, образованные главным образом разрывной тектоникой, с невыраженной древней струк­турой,

В рельефе молодых платформ четко прослеживается как высот­ная поясность, так и широтная климатическая зональность. Первая является следствием значительных абсолютных высот гор, вторая — их протяженности. Одна и та же горная система оказывается в разных климатических зонах и, следовательно, подвергается воз­действию различных внешних агентов. В связи с этим, например, рельеф Северного Урала резко отличается от рельефа Среднего Урала, а рельеф последнего не менее резко отличается от рельефа Южного Урала. Такая же картина наблюдается в Аппалачах.

Необходимо отметить, что многие горы платформ как древних, так и особенно молодых характеризуются некоторым увеличением мощности земной коры (до 55 км) и отрицательными аномалиями силы тяжести, распределение которых в отличие от равнин нередко имеет линейный характер. Таким образом, в основе орографическо­го обособления гор от равнин в пределах материков лежат также различия в строении земной коры, хотя и менее значительные, чем те, которые привели к обособлению планетарных форм рельефа.

МЕГАРЕЛЬЕФ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ МАТЕРИКОВ

В. Е. Хаин выделяет два типа подвижных поясов материков: геосинклинальные, представленные горным рельефом суши, сфор­мировавшимся в альпийское время на месте бывших геосинклиналь­ных бассейнов, и геоантиклинальные, или возрожденные, горный рельеф которых возник на неотектоническом этапе на месте разно­родных и разновозрастных геологических структур, включая наибо­лее древние из них — докембрийские платформы.

В пределах геосинклинальных подвижных поясов В. Е. Хаин вы­деляет окраинноматериковые, формирующиеся в зоне перехода между материками и океанами, и внутриматерик\овые. Мегарельеф» переходных зон более подробно рассмотрен в следующей главе.

Мегарельеф внутриматериковых геосинклинальных поясов. Гео­синклинальный пояс, или геосинклинальная область,—-это участок земной коры, где происходит горообразование, интенсивно протекают тектонические процессы, в том числе смятие в складки пород, ранее отложившихся в морском бассейне. Это область интенсивного вул­канизма, частых и сильных землетрясений.

Каждая геосинклинальная область в своем развитии пережи-ва-ет несколько этапов. На первом этапе идет интенсивное прогиба­ние дна бассейна. По мере прогибания происходит накопление мощ­ной толщи осадков. Прогибающаяся толща осадков деформируется,, подвергается динамическому и термическому воздействию. Этот процесс сменяется складчатостью, внедрением интрузий и затем об­щим поднятием рельефа — выжиманием всей складчатой и прони­занной интрузиями толщи. В ходе поднятия образуются глубокие разломы, по которым на поверхность прорывается магма, развива­ется вулканизм. Все эти процессы сопровождаются частыми и силь­ными землетрясениями. В процессе дальнейшего развития¹ пояса)

вулканизм затухает, напряженность тектонических процессов сни­жается. Сформировавшаяся на месте геосинклинали горная страна постепенно нивелируется, и на месте бывшей геосинклинальной об­ласти, области интенсивного горообразования, формируется отно­сительно малоподвижная структура —• платформа. Последователь­ность описанных событий можно проследить, изучая современные геосинклинали, находящиеся на разных стадиях развития.

По мере развития геосинклинальных областей в земной коре геосинклинального типа все большее значение начинает играть ма­териковая кора. В поясах горных сооружений, находящихся в пост-теосинклинальной стадии развития, материковый тип земной коры •является господствующим как в геофизическом, так и в геоморфо­логическом смыслах.

В пределах материков в постгеосинклинальной стадии развития находится Средиземноморский пояс альпийской складчатости. По структуре и характеру мегарельефа этот пояс далеко не однороден. На западе наряду с широким развитием структур материкового ти­па сохранились морские впадины с субокеаническим типом земной коры. Для них характерна очень большая мощность осадочного слоя: в котловинах Средиземного моря 5—8 км, в Черном море — ■более 15 км, в Южном Каспии — до 25 км. Сохранились в рельефе пояса, хотя и утратили свою морфологическую индивидуальность, «свойственные переходным зонам островные дуги (дуга Ионических островов, Крита и Родоса в Средиземном море) и глубоководные желоба (Эллинский желоб глубиной около 5,5 км, см. рис. 30).

Чем дальше на восток, тем меньше в Средиземноморском поясе «остается площадей, занятых морскими бассейнами с корой суб­океанического типа. Южный Каспий представляет собой крайний член этого убывающего ряда. Восточнее Средиземноморский пояс альпийской складчатости на всем протяжении от Южного Каспия и до Индокитая представлен исключительно материковым типом зем­ной коры. По характеру строения земной коры это уже материк, но по степени ее подвижности это еще не материковая платформа. 05 этом свидетельствуют прежде всего степень вертикальной расчле­ненности и абсолютные высоты рельефа. В пределах рассматривае­мой области располагаются высочайшие горные системы суши — Памир и Гималаи. Размах относительных высот здесь достигает 9 км, что никак не характерно для материковых платформ. Интен­сивность проявления эндогенных процессов в этом поясе хотя и сла­бее, чем в геосинклинальных областях, находящихся на более ран­них стадиях развития, однако остается значительной: вся эта об­ласть сейсмична, в ее пределах имеются действующие или недавно потухшие вулканы.

Очень важной, но далеко не полностью объяснимой особен­ностью альпийских горных сооружений Евразии является огромная мощность земной коры. Под Гималаями, например, она до 84 км, яод Большим Кавказом около 60 км. Альпийские горные сооруже-ния имеют как бы «корни», образующие гигантские выросты сверху вниз, оттесняющие мантию на значительную глубину.

Н. В. Батенина, характеризуя основные черты мегарельефа аль­пийских гор с материковой корой (т. е. находящихся в постгеосин-клинальной стадии развития), выделяет три основные элемента рельефа: горы со сводово-складчатой и складчатой структурой, на­горья (межгорные плато) и межгорные впадины.

Горы со сводово-складчатой и складчатой структурой отлича­ются наиболее резким вертикальным расчленением, хорошо выра­женной складчатой структурой, осложненной глубокими разлома­ми, максимальной высотой. Эрозионное расчленение имеет особен­но резкие формы. Большая высота гор ведет к широкому развитию горного оледенения и связанных с ним форм ледникового рельефа (Альпы, Кавказ, Гималаи и др.)-

Нагорья представляют собой также достаточно высоко располо­женные поверхности, но со значительно меньшей расчлененностью» рельефа в целом. Таковы Тибет (южная часть), Армянское нагорье, нагорья Передней Азии и др. Предполагается, что это массивы древ­ней складчатой суши, располагавшиеся в пределах геосинклиналь­ного бассейна и вовлеченные в общее поднятие. Некоторые нагорья в недавнем прошлом испытали интенсивный вулканизм (Армянское и др.). Межгорные плато (нагорья) имеют в основном денудацион­ную морфоскульптуру, характер которой обусловливается конкрет­ной физико-географической обстановкой. Для упомянутых выше нагорий довольно характерна аридно-денудационная морфоскульп-тура.

Неотъемлемым элементом мегарельефа горных областей явля­ются межгорные впадины (Куринская, Колхидская и др.) Они рас­полагаются на несколько тысяч метров ниже окружающих их гор — антиклинальных хребтов — и обычно заполнены мощной толщей рыхлых отложений пролювиального, аллювиального или флювио-гляциального происхождения. Нередко такие впадины заняты озе­рами или были заняты ими в недавнем прошлом и выполнены озер­ными отложениями (Среднедунайская равнина).

Характерным элементом мегарельефа альпийских горных соору­жений являются также предгорные впадины, представляющие со­бой участки соседних платформ, втянутые в зону геосинклинального тектогенеза и испытавшие значительное прогибание. В современном рельефе они выражены предгорными аккумулятивными (преиму­щественно аллювиальными и аллювиально-пролювиальными) равни­нами (Месопотамская и Индостанская, Кубанская и Терская низ­менности и др.)- Ближе к горам равнины становятся наклонными и характеризуются большими высотами и более значительным эрози­онным расчленением (наклонные равнины Средней Азии, Предаль-пийские равнины).

В целом альпийские горные сооружения материков — области максимальной интенсивности денудационных процессов и важней­шие источники осадочного материала, поставляемого в океаны и во впадины материков.

Мегарельеф возрожденных горных поясов (эпиплатформенных гор). В пределах материков наряду с остаточными древними горами

типа Уральских, Центральноказахстанских или Аппалачских, мак­симальные высоты которых не выходят за пределы 1500—2000 м, встречаются горы, характеризующиеся высокой тектонической ак­тивностью и, как следствие этого, значительными абсолютными вы­сотами, достигающими 5—7 км, а также высокой степенью сейсмич­ности и в отдельных случаях — современным вулканизмом.

Анализ геологического строения возрожденных горных поясов показывает, что современное простирание их далеко не всегда соот­ветствует древним структурным линиям. Такие горы, как правило, сложены древними кристаллическими породами, испытавшими складчатость и консолидацию в докембрии, или же во время кале­донского, герцинского или раннемезозойского орогенеза. Они имеют платформенную структуру, но по тектонической активности не усту­пают молодым альпийским геосинклинальным сооружениям.

К, горам, возникшим на платформенной основе, относятся высо­чайшие горы Центральной Азии — Тянь-Шань и Куньлунь (на гер-цинской структуре), в Восточной Сибири — Саяны и Байкальская горная страна (на каледонской и докембрийской структурах), горы Северо-Востока СССР и Скалистые горы в США (на мезозойской и герцинской структурах), горы Восточной Африки и прилегающей к Красному морю части полуострова Аравия (на докембрийской структуре) и др. Геоморфологический анализ показывает, что ам­плитуды тектонических деформаций в горах этого типа за время альпийского орогенеза составили от 5 до 15 км. Такие горные си­стемы были названы советским тектонистом В. Е. Хаиным «возрож­денными горами». С. С- Шульц, Н. И. Николаев и др. называют их «областями молодого горообразования», В. В. Белоусов — «акти­визированными платформами», М. В. Муратов — «областями эпи-плат форменно го орогенеза». Рельеф возрожденных горных поясов отличается большим разнообразием, которое определяется характе­ром и возрастам исходных структур, степенью тектонической актив­ности во время альпийского орогенеза и экзогенными морфоскульп-турами. В то же время мегарельефу всех возрожденных горных поясов свойственна одна общая черта: он образовался главным об­разом в результате разрывной тектоники.

Среди возрожденных горных поясов морфологически довольно четко выделяются три: Восточноафриканский, Центральноазиат-ский и горный пояс Североамериканских Кордильер.

Восточноафриканский пояс возрожденных гор возник на месте

Докембрийской платформы. Он протягивается от р. Замбези на юге

До Красного моря на севере. В целом это обширное нагорье, ос-

ожненное в средней части рифтовыми впадинами, часть из кото-

РЫх занята озерами (Рудольф, Киву, Танганьика, Ньяса, Натрон

ДР-). Наиболее высокие глыбовые хребты примыкают непосред-

g?^{енно к} рифтам или образуют сложно построенные нагорья типа

фиопского. Существенное влияние на формирование рельефа

яса оказали процессы интрузивного и эффузивного магматизма.

этому поясу приурочен целый ряд потухших и действующих вул-

^dHOB (Килиманджаро, Меру, Кирисимби и др.).

Рифты Восточной Африки продолжаются на север впадиной, Красного моря, ограниченной с обеих сторон асимметричными сбро-сово-глыбовыми хребтами, а также впадинами залива Акаба и Мертвого моря. На севере рифты примыкают к АльпийскоТима-лайскому внутриматериковому геосинклинальному поясу гор.

На северо-востоке рифтовая

зона Восточной Африки че­рез Аденский залив смыка­ется с рифтовой зоной Ара-вийско-Индийского средин-но-океанического хребта (рис.21).

Центральной зиат с кий
возрожденный горный пояс
сформировался на структу­
рах разного возраста — от
докембрийских (в Забай­
калье) до подзнепалеозой-
ских. Подобно Восточноаф-
рлканскому, в Центрально-
азиатском возрожденном
горном поясе новейшие
крупные тектонические

структуры не совпадают с первичными (платформен­ными) структурами. Но Цен-тральноазиатакий горный пояс испытал более интен­сивную тектоническую акти­визацию, и это нашло отра­жение в рельефе: к нему приурочены высочайшие гор­ные хребты земного шара — Тянь-Шань с вершиной пик Победы (7439 м), Куньлунь с горой Улугмузтаг (7723 м), Каракорум с вершиной Чогори (8611 м). Здесь боль­ший размах относительных высот между соседними вер-

шинами горных хребтов и коренным ложем разделяющих их впа­дин. Если в пределах Восточноафриканского пояса амплитуды от­носительных высот между вершинами хребтов и коренным ложем впадин не выходят за пределы 7—8 км, то в Центральноазиатском: горном поясе они достигают 12 км.

Различие исходных тектонических структур, асинхронность во времени и пространстве неотектонических движений явились причиной различия высот и морфологических черт рельефа в раз­ных частях Центральноазиатского пояса. Однако, несмотря на

различия, в современном мегарельефе Центральноазиатский возрож­денный пояс предстает как единый, со свойственной ему внутрен­ней структурой — чередованием сравнительно узких линейновытя-нутых хребтов и впадин. Некоторые впадины по морфологическому облику близки к рифтам Восточной Африки (впадина оз. Байкал). Характерны для этого пояса нагорья и плато: Тибетское (северная часть), Байкальское, Алданское и другие нагорья, плато Гоби, Алашань и др.

О продолжающихся в пределах описываемого пояса интенсив­ных тектонических движениях свидетельствует его высокая сей­смичность. Вулканизм для этого пояса (по крайней мере в' кайно­зое) не характерен.

Огромные пространства, занимаемые Центральноазиатским возрожденным горным поясом, а также значительные абсолютные и относительные высоты в его пределах обусловили разнообразие экзогенной морфоскульптуры. Значительное место занимают арид­но-денудационная и нивально-гляциальная морфоскульптуры.

Возрожденный горный пояс Североамериканских Кордильер возник на палеозойско-мезозойском складчатом основании. С вос­тока он ограничен системой хребтов — хр. Брукса, горы Маккен-зи, Скалистые горы, с наиболее высокой точкой г. Элберт (4399 м) в пределах Передового хребта (восточная часть Скалистых гор), Восточная Сьерра-Мадре. Складчатые структуры гор значительно и неравномерно подняты неотектоническими движениями, глубоко расчленены и неравномерно денудированы. Мегаформы современ­ного рельефа в значительной мере наследуют первичную (платфор­менную) структуру. Этим горный пояс Североамериканских Кор­дильер отличается от возрожденных горных поясов Восточной Африки и Центральной Азии. К западу от перечисленных выше гор располагаются системы высоко поднятых плато и нагорий: плато Юкон, Внутреннее плато, плато Колорадо, Мексиканское нагорье.

Юконское плато — это система неравномерно перемещенных глыб, образующих систему плосковершинных хребтов и плато и разделяющих их впадин.

Рельеф плато центральной части Североамериканского возрож­денного горного пояса характеризуется большим разнообразием. Общая черта их морфоструктуры — большая тектоническая раз­дробленность, обусловившая в одних случаях площадные излияния эффузивов и образование базальтовых плато (плато Фрейзер, Колумбийское, часть плато Колорадо), в других — образование си­стемы глыбовых гор и разделяющих их сбросовых межгорных впадин (Большой Бассейн), расположенных кулисообразно по от­ношению друг к другу.

Сложным рельефом характеризуется Мексиканское нагорье, ограниченное с востока и запада горами Сьерра-Мадре. Существен­ная роль в формировании рельефа этой части возрожденного гор­дого пояса принадлежит эффузивному магматизму. Крупные вул­каны функционируют здесь и сейчас: Попокатепетль, Орисаба и др.

Возрожденный горный пояс Североамериканских Кордильер с запада ограничен складчатыми горами альпийской геосинкли­нальной зоны, характеризующейся, как правило, прямым отраже­нием геологических структур в рельефе, интенсивной сейсмич­ностью, а местами и современным вулканизмом.

Значительная протяженность Североамериканских Кордильер по меридиану, широкое развитие внутренних плато, ограниченных с востока и запада высоко приподнятыми хребтами, обусловливают разнообразие современных геоморфологических процессов и свя­занных с ними форм рельефа. Значительную роль среди них игра­ют флювиальные, гляциальные (на севере) и аридно-денудацион­ные (в центральной части и на юге) процессы.

Проблема причинности и характера процессов образования возрожденных гор остается пока нерешенной. Однако геоморфоло­гический анализ соотношения некоторых форм мегарельефа мате­риков и океанов позволяет высказать определенные суждения по этой проблеме. Это относится прежде всего к соотношению воз­рожденных горных поясов с рифтовыми системами срединно-океа-

нических хребтов.

Как было показано выше (см. с. 74), рифтовая зона Восточной Африки через Аденский залив смыкается с рифтовой зоной Аравий-ско-Индийского срединно-океанического хребта. Связь зон подчер­кивается и составом вулканических продуктов рифтовой зоны Вос­точной Африки: здесь развиты преимущественно основные (базаль­товые) лавы, более близкие к океаническому типу вулканического материала, нежели к составу такового геосинклинальных областей. Система рифтов северной части Восточнотихоокеанского хребта, согласно американским авторам, продолжается на материк в виде зон разломов, горстов и грабенов Калифорнии, Большого Бассейна и Главного рифта Скалистых гор. Эта связь прослеживается и по переходу сейсмического пояса Восточнотихоокеанского хребта на материк в этом районе.

Перед Аденским заливом в Аравийском море на северо-восток от Аравийско-Индийского хребта отходит небольшой подводный хребет Меррея, который также имеет рифтовую структуру и отли­чается сейсмичностью, поэтому его можно рассматривать как одно из ответвлений срединно-океанической системы. Зона разломов, идущая по гребню хребта, прослеживается на подводной окраине материка и на самом материке в виде сейсмической зоны Кветта, отделяющей Белуджистан от Индо-Гангской депрессии. На севере зона Кветта, по-видимому, смыкается с Центральноазиатским поя­сом возрожденных гор в районе Памира.

Наконец, срединный хребет Северного Ледовитого океана также примыкает к материку. На продолжении его зоны разломов в Яку­тии расположена зона верхоянских разломов. Южнее протягивается система разломов Алданского щита и Байкальской горной страны. Байкал, как показали недавние исследования (В. В. Ломакин, Н. А. Флоренсов), представляет собой рифт, очень сходный по строению и геофизическим свойствам с рифтовыми озерными

впадинами Восточной Африки и рифтовыми долинами срединных хребтов. Таким образом, рифтовая зона срединного хребта Север­ного Ледовитого океана примыкает с севера к крупнейшему поясу возрожденных гор — Центральноазиатскому.

Следовательно, в ряде случаев рифтогенные зоны океанов име­ют свое продолжение на материках.

Существует гипотеза, что причиной возникновения возрожден­ных гор на месте бывших платформ является распространение процесса рифтогенеза, свойственного срединно-океаническим хреб­там, на материки. Образование рифтогенных поясов связано с про* цессами в мантии, и, по-видимому, этот глубинный процесс может в одинаковой степени «проектироваться» снизу как на участки Земли с океанической корой, так и на участки, сложенные матери­ковой корой.

На участках с океанической корой процесс рифтогенеза «пере­рабатывает», деформирует тонкую и более или менее однородную по составу кору. Она вспучивается, образуется вал — срединный хребет. Кора в своде хребта разламывается, возникает рифтовая структура.

: При деформации мощной и сложно построенной материковой коры возникают рифтовые структуры, сходные с океаническими (Красное море, рифт Мертвого моря и др.). Если земная кора оказывается очень мощной, происходит ее взламывание либо по старым, либо по новым разломам. Вертикальные движения при­обретают блоковый и дифференцированный характер (Тянь-Шань, Байкальская горная страна, Большой Бассейн).' Одновременно могут обновляться древние структурные линии. При очень глубок ком проникновении образующихся разломов возникают вулканиче­ские процессы и обусловленные ими формы рельефа. Поскольку вспучивание земной коры неизбежно ведет к ее растяжению, вер­тикальные движения сопровождаются горизонтальными, направ­ленными в противоположные стороны от рифтовой зоны. В резуль­тате материковая кора расползается, образуется как бы огромная зияющая трещина, на дне которой обнажается базальтовый слой. Именно такую картину можно нарисовать по результатам сейсми­ческих исследований в Красном море, на Байкале и в некоторых других рифтах, где • под современными и молодыми осадками не обнаруживается гранитного слоя, а скорости прохождения уп­ругих волн соответствуют таким, которые наблюдаются в базаль­товом слое.

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 7з на южное. Следует отметить также, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает под->

водная 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 выравненный 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 пород¹.

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 преимущест-

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

венно 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.

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.

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: