Рельеф и геологические структуры 7 Глава

На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процесса­ми— волнением, приливными и другими течениями (см. о них в гл. 19). В тропических водах в пределах шельфа весьма типичны коралловые рифы — формы рельефа, созданные колониями корал­ловых полипов и известковых водорослей (см. гл. 20).

Прибрежные участки дна, прилегающие к островам переходной зоны или имеющие океаническую структуру, выравненные и относи­тельно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта раз­новидность шельфов занимает незначительную площадь, составля­ющую, вероятно, всего несколько процентов от всей площади шель­фа, в основном имеющего платформенную структуру.

Материковый склон. Более или менее узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа, характеризующаяся относительно крутым уклоном поверхности, представляет собой материковый склон. Средний угол уклона материкового склона — 5—7°, а не­редко 15—20°. Известны отдельные участки материковых склонов, где уклон превышает 50°. В большинстве случаев материковый склон имеет ступенчатый профиль, и большие уклоны приходятся

ТТЭ VPTVnKT

как раз на yuiyum мсл\д\у

ступенями. Дно между усту­пами имеет вид наклонной равнины. Иногда ступени бывают очень широкими (десятки и сотни километ­ров). Их называют краевы­ми плато материкового скло­на. Типичным примером краевого плато является подводное тшато Блейк, рас­положенное к востоку от Флориды (рис. 23). Оно от­деляется от шельфа на глу­бинах около 100 м уступом и дальше простирается в ви­де широкой наклонной к вос­току ступени до глубины 1500 м, где заканчивается очень крутым уступом, ухо­дящим на большую глубину (более 5 км). У матери­кового склона Аргентины насчитывается до десятка таких (правда, 'более узких) ступеней.

В пределах материкового склона довольно широко

распространены расчленяющие его икр ест простирания поавоаные каньоны. Эти глубоко врезанные ложбины иногда располагают­ся так часто, что придают в плане бровке шельфа облик бахромы (рис. 24). Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а про­тяженность наиболее крупных из «их — сотен километров. Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Укло­ны продольного профиля подводных каньонов в верховьях в сред­нем 0,12, в средних отрезках — 0,07, в нижних — 0,04. Многие кань­оны имеют ответвления, извилисты, чаще довольно прямолиней­ны. Они прорезают весь материковый склон, а наиболее крупные продолжаются и глубже основания склона. В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы — конусы вы­носа.

Подводные каньоны очень напоминают речные долины или

каньоны горных стран. Характерно, что многие крупные каньоны лежат напротив устьев больших рек, образуя как бы подводные продолжения их долин. Эти черты сходства и связи подводных каньонов с речными долинами натолкнули на мысль, не являются ли подводные каньоны затопленными речными долинами. Так воз­никла эрозионная, или флювиальная, гипотеза образования подвод­ных каньонов.

Однако при определенных чертах сходства есть и заметные различия между подводными каньонами и речными долинами. Прежде всего, продольный профиль большинства каньонов гораздо круче, чем профиль горных речных долин. Нередко в каньонах наблюдаются значительные обратные уклоны, что также не согла­суется с гипотезой их речного происхождения. Бросается в глаза также то обстоятельство, что многие подводные каньоны распола­гаются как бы на продолжении равнинных рек, а сами по облику близки к горным долинам и характеризуются очень глубоким врезанием в породы, слагающие материковый склон.

Большинство каньонов заканчиваются на глубинах 3000 и бо­лее метров. Если принять речную гипотезу их образования, то при- 82

 

дется допустить, что уровень океана когда-то был на три и более километра ниже современного, причем геологически недавно — в четвертичное время или в плиоцене, так как некоторые каньоны прорезают очень молодые —палеогеновые и даже миоценовые породы. Однако в соответствии с современными представлениями о масштабах четвертичного оледенения уровень океана в плейсто­цене не снижался более чем на 100—110 м. Считать же, что все подводные каньоны оказались на такой большой глубине вслед­ствие тектонического опускания нижних отрезков речных долин тоже нельзя, так как они имеют повсеместное распространение. Кроме того, даже такое допущение не объясняет их глубокой вре-занности.

Вопрос о происхождении подводных каньонов должен рассматриваться совместно с вопросом о генезисе и тектони­ческой природе материкового склона. Можно считать, что ма­териковый склон в своей осно­ве — это система ступенчатых сбросов, образовавшихся в ре­зультате скалывания края ма­терикового выступа, оказавше­гося в (пограничной зоне между областью с тенденцией к под­нятию или слабому погруже­нию — материковой платфор-

иию — материковой нлатфир-

мой и областью с тенденцией к значительному погружению — ло­жам океана. Скалывание и возрастание тенденции к погружению по направлению к ложу океана и обусловили ступенчатый профиль материкового склона. Одновременно возникающие в земной коре напряжения находили разрядку я другим путем —в образовании радиальных разломов, рассекающих материковый 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, вы­кроенные по близко располагающимся радиальным разломам

(рис. 25).

Геофизические и геологические данные говорят в пользу того, что материковому склону свойственна земная кора материкового типа. Образцы коренных пород, взятые в подводных каньонах и на ступенях материкового склона с исследовательских судов с по­мощью специальных приборов — драг, показали, что это породы того же состава и возраста, что и на прилегающей суше и на шель­фе. Наиболее убедительно геологическое, а следовательно, и гео­морфологическое единство материковых платформ суши, шельфа и материкового склона было доказано подводным бурением. Гео­логический профиль, построенный по данным морских скважин в районе плато Блейк, свидетельствует о том, что геологические

напластования, слагающие прибрежную равнину, прослеживаются как в пределах шельфа, так и на материковом склоне.

Для многих районов материкового склона (например, в Мек­сиканском заливе, в Средиземном море) характерны бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда встре­чаются также вулканические и грязевулканические образования.

Материковое подножье. Материковое подножье наряду с шель­фом и материковым склоном — крупнейшая форма рельефа под­водной окраины материка.

В рельефе дна морей и океанов материковое подножье в боль­шинстве случаев выражено наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового склона и протягивающейся полосой в несколько сотен километров ширины между последним и ложем океана. Равнина имеет максимальный уклон (до 2,5°) вблизи ос­нования материкового склона. С увеличением,глубин она посте­пенно выполаживается и заканчивается на глубинах -порядка 3,5—4,5 км. Поверхность равнины при пересечении ее по простира­нию, т. е. вдоль основания материкового склона, слегка волниста,. Местами она прорезана крупными подводными каньонами,, Значи­тельная часть поверхности равнины образована конусами выноса, располагающимися у устьев крупных подводных каньонов. В верх­ней части поперечного профиля материкового подножья нередко отмечается характерный холмисто-западинный рельеф, сильно напоминающий оползневый рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще материковое подножье в его типическом выражении — по преимуществу аккумулятивное обра­зование. Как свидетельствуют данные геофизических исследований, покров морских отложений на дне океана достигает максимальной мощности именно на материковом подножье. Если в среднем в оке­ане мощность рыхлых осадков редко превышает 500 м, то на мате­риковом подножье она достигает 5 км.

С помощью глубинного сейсмического зондирования выяснено, что структура материкового подножья 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, выносимые реками в пределы шельфа, откуда этот материал в огромных количествах выносится в результате подводного оползания масс осадков и действия мутьевых потоков. О мутьевых потоках более подробно говорится в главе 20, здесь же отметим, что подводные каньоны служат трассами для наиболее мощных из них, которые и создают огромные конусы выноса в устьях подводных каньонов. Вся аккумулятивная равнина мате­рикового подножья может таким образом рассматриваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у основания мате­рикового склона.

Глубинное сейсмическое зондирование показывает, что под мощ­ной толщей отложений все еще продолжается кора материкового типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается (рис. 26). При-

сутствие гранитного слоя в земной коре, слагающей материковое подножье, дает основание считать его наряду с шельфом и мате­риковым склоном одним из крупных элементов подводной окраины [материка. Вместе с тем материковое подножье — прежде всего аккумулятивное образование, поэтому нередки случаи распростра* нения его в пределы развития океанической земной коры.

В некоторых районах строение материкового подножья заметно отличается от описанного. Например, к востоку от уже упоминав­шегося плато Блейк материковое подножье в рельефе океанского дна выражено очень глубокой впадиной (до 5,5 км глубины), при-

легающей в виде узкой полосы к подножью плато. По-видимому, это структурный прогиб типичный для глубинной структуры ма­терикового подножья, но еще не заполненный осадками. В запад­ной части Средиземного моря материковое подножье выражено холмистым или низкогорным рельефом, обусловленным развитием солянокупольных структур.

Бордерленды и микроконтиненты. На некоторых участках под­водная окраина материка настолько раздроблена разрывными тек­тоническими нарушениями, что здесь практически невозможно вы­делить такие элементы, как шельф, материковый склон, материко­вое подножье. Так, у берегов Калифорнии переход от материка к океану представлен широкой полосой дна с очень пересеченным рельефом. Крупные возвышенности с плоскими вершинами и кру­тыми склонами чередуются с такими же по размеру и очертаниям впадинами. Этот рельеф, по-видимому, возник в результате прояв­ления очень интенсивных тектонических процессов, обусловивших дробление подводной окраины материка на ряд горстов и грабенов. Такие раздробленные участки подводной окраины материков полу­чили название бордерленда.

О и

В пределах океанов иногда встречаются подводные или надвод-гные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но не свя­занные с материками. Они отделены от материков обширными пространствами дна с океаническим типом земной коры. Таковы, например, Сейшельские острова и их подводное основание — Сей­шельская банка (западная часть Индийского океана). Еще более крупное образование этого рода Новозеландское подводное плато вместе с южной частью Новой Зеландии. В последние годы появи­лось также предположение, что Западноавстралийские подводные горы в Индийском океане также сложены корой материкового типа.

Некоторые исследователи такие изолированные массивы мате­риковой земной коры рассматривают как остатки более обширных когда-то материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана. В принципе, однако, возможно и обратное предположение: быть может, это участки, где начался процесс образования матери­ковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития. Такие участки называют микроконтинентами.

Глава 10. МЕГАРЕЛЬЕФ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ <ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН)

Термин «геосинклинальные области» был введен в науку Д. А. Ар­хангельским, который стремился подчеркнуть сложность строения ■поясов горообразования. В последнее время в геоморфологической литературе широко применяется как синоним этого понятия термин «переходная зона». Смысл последнего термина двузначный: во-пер­вых, в нем содержится указание на то, что речь идет об областях, лежащих между материками и океанами, во-вторых, такое наиме­нование подразумевает, что здесь в процессе исторического разви­тия структуры земной коры происходит переход одного типа зем­ной коры в другой.

Под современными переходными зонами, или геосинклиналь­ными областями, мы понимаем области современного горообразо­вания, протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко эти зоны выражены на окраинах Тихого океана. Две переход­ные области имеются в краевых частях Атлантики — это области Карибского моря и моря Скоша. Одна из переходных областей —■ Индонезийская — расположена частично на окраине Тихого, час­тично— на окраине Индийского океанов. Реликты обширной гео­синклинальной области мы находим также в западной части так называемого Альпийского пояса горообразования, протягивающе­гося от Канарских островов до пересечения, с Индонезийской пере­ходной областью. Эта переходная зона формировалась в пределах ныне не существующего океана Тетис, некогда отделявшего Афри­ку и Индостан от Евразиатской платформы.

О пестроте и своеобразии строения земной коры в современных геосинклинальных областях говорилось выше. Столь же сложен

и своеобразен мегарельеф перехс ском выражении рельеф перехода основными элементами: а) кот­ловина окраинного глубокого моря, б) островная дуга, в) глу­боководный желоб. Островной дугой называют подводный хре­бет с отдельными торчащими над водой вершинами — ост­ровами, отделяющий морскую котловину со стороны океана от глубоководного желоба — узкой замкнутой депрессии, расположенной «а границе пе­реходной зоны и ложа океана. Яркими примерами такого ро­да сочетаний являются: южная котлов'ина Охотского моря — Курильская островная дуга — Курило-Камчатский желоб; Японское море — Японские острова — Японский глубо­ководный желоб и др. (рис.27).

Котловины окраинных мо­рей имеют глубины, как прави­ло, 2—3,5 км, а иногда и более 4 км. Высоты горных вершин некоторых островных дуг до­стигают 4,5 км. Самые крупные глубоководные желоба имеют глубины 8—10, а Марианский желоб — даже 11 км. Таким образом, переходная зона — это зона поверхности Земли, характеризующаяся макси­мальным вертикальным рас­членением рельефа, что свиде­тельствует о максимальной ин­тенсивности и контрастности вертикальных движений зем­ной коры в пределах этой зоны. Все геосинклинальные обла­сти одновременно являются поясами высокой степени сей­смичности. Большая часть ка­тастрофических и разрушитель­ных землетрясений происходит и

Отмечается определенная закономерность в распределении глу­бинных очагов землетрясений. Поверхностные землетрясения (или коровые) с глубиной залегания очагов (фокусов) от нескольких километров до 60 км располагаются под днищами глубоководных желобов. Более глубокие — так называемые среднефокусные зем­летрясения имеют центры под островными дугами и частично под •котловинами окраинных морей. Наконец, глубокофокусные земле­трясения, очаги которых лежат на глубине 300—700 км, имеют свои центры под котловинами окраинных морей или даже под приле-тающей сушей. Таким образом, все очаги землетрясений в переход­ных зонах оказываются приуроченными к некоторым наклонен-

ным в сторону материков зонам весьма неустойчивого состояния ■не только земной коры, но и мантии Земли (рис. 28). Эти зоны получили наименование зон Бениоффа-Заварицкого и могут рас­сматриваться как сверхглубинные разломы.

Переходные зоны — зоны современного вулканизма. Характер­ная особенность вулканизма переходных областей — преимущест­венно андезитовый или (реже) липаритовый состав продуктов из­вержения. Такая особенность наиболее свойственна современному вулканизму зрелых переходных областей, т. е. тех, которые пере­жили весьма длительную историю развития. В более древних про­дуктах извержения вулканов переходных зон господствуют базаль­ты и присутствуют также ультраосновные породы. В наиболее молодых геосинклинальных областях, только еще формирующихся, вулканизм характеризуется базальтовым составом выбрасываемо­го материала (острова Тонга и др.).

МОРФОЛОГИЯ ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБОВ

Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии — прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, из них 28 —в Тихом океане. Пять желобов имеют глубины более 10 000 м, из них Марианский —более 11000 м. Поперечный про­филь глубоководного желоба близок к V-образному, но всегда име­ется хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере Курило-Кам-чатского желоба, особенно детально обследованного советскими исследователями, можно видеть, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к его днищу: в верхней части скло­на она равна 5—6°, а в нижней достигает 25°. Склоны ступенчаты и изборождены подводными каньонами. Нередко склоны желобов резко асимметричны. Так, у Курило-Камчатекого и желоба Тонга западные склоны более высокие и крутые.

Некоторые желоба выделяются своей сравнительно малой глу­биной. Например, Яванский и Банда имеют глубины меньше 7500 м, Центральноамериканский, Витязя, Западномеланезийский и Ново-Гвинейский —меньше 7000 м, а Хикуранга, Тиморский _и Кай —даже меньше 4000 м. Во всех этих желобах отмечается уменьшение крутизны склонов и возрастание мощности осадочного слоя на дне желоба. Следовательно, меньшие глубины в этих жело­бах в значительной мере определяются накоплением в них мощ­ного осадочного слоя.

Изучение силы тяжести в районе желобов показало, что им свойственны большие отрицательные гравитационные аномалии, которые могут достигать—150 и даже —200 мгал. Глубокий про­гиб и частичное заполнение его рыхлыми осадками, более легкими по сравнению с кристаллическими слоями земной коры, создают эффект дефицита массы и как следствие отрицательную аномалию

силы тяжести.

Характерными геофизическими особенностями глубоководных желобов являются также низкие (менее 1 мккал на 1 см² в секунду) значения теплового потока, т. е. количества тепла, поступающего из недр Земли к ее поверхности. К глубоководным желобам при­урочено большое число эпицентров неглубоких землетрясений. К ним же приурочено подавляющее количество разрушительных землетрясений.

МОРФОЛОГИЯ ОСТРОВНЫХ ДУГ

Островные дуги представляют собой огромные хребты или кор-дильеры, обычно протягивающиеся вдоль внутренней стороны глу­боководного желоба. Если желоб рассматривать как геосинкли­нальный прогиб, то островная дуга —это геоантиклинальное под­нятие, возникшее как результат складчатости и общего поднятия на месте бывшего геосинклинального прогиба. Глубинная структу-

pa островной дуги — 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.

Расположение вулканов на островных дугах подчинено опреде­ленным закономерностям. Островные дуги обычно разбиты глу­бокими разломами, имеющими поперечное или близкое к попереч­ному простирание. Именно на пересечениях оси островных дуг с этими разломами и располагаются крупнейшие действующие вул­каны. Нередко разломы выражены в рельефе морского дна в виде ■очень глубоких проливов (проливы Фриза, Буссоль в Курильской

Дуге).

В ряде случаев островные дуги бывают представлены двойной •системой, в которой различаются внутренняя и внешняя дуги, па­раллельные друг другу и с депрессией между ними. Так, например, устроена Курильская дуга. Внутренняя гряда соответствует собст­венно Курильским островам и их подводному основанию, а внешняя представляет собой подводный хребет Витязя. Лишь на самом юге здесь имеются острова (Малые Курильские). 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.

На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слия­ния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным приме­ром такого массива суши является также остров Куба, образовав­шийся в результате слияния трех равновозрастных островных дуг. Молодой островной дугой являются Малые Антильские острова, которые, как и Курильская островная дуга, образуют две гряды — внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с ле­жащим к северу и северо-востоку от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена максимальная глубина Ат­лантического океана.

Добавим, что островным дугам присущи высокие значения теп­лового потока (5—8 мккал/см²-с), небольшие положительные ано­малии силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений. Для них характерны также резко диф­ференцированные, с большими скоростями вертикальные движения земной коры.

⇐ Предыдущая234567891011Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: