Рельєф шельфу, континентального схилу і перехідних зон.
МЕГАРЕЛЬЕФ ПРИКОРДОННИХ ОБЛАСТЕЙ
Близько 35% площі материків покрито водами морів і океанів. Мегарельеф підводної окраїни континентів має деякі особливості. Приблизно 2/3 її доводиться на північну півкулю і тільки 1/3 на південне. Чим більше океан, тим меншу частку від його площі займає підводна окраїна материків. Наприклад, у Тихого океану вона становить 5%, у Північного Льодовитого - 50%.
У рельєфі планети їм відповідають пов'язані схили континентальних підняттів і океанських западин різної будови, які представляють мегаформи II порядку. Прийнято виділяти 1) підводні окраїни континентів і 2) перехідні зони.
1) Підводні окраїни присутні повсюдно і включають деякі типи шельфів, континентальний схил і його підніжжя.
2) Перехідні зони включають складний рельєф окраїнних морів, острівних дуг і глибоководних жолобів.
1. Шельф - це відносно мілководна частина морського дна, що має більш-менш вирівняний рельєф і в структурно-геологічному плані представляє собою безпосереднє продовження прилеглої суші, тобто це затоплені околиці континентів, що представляють субаквальні платформні рівнини в межах глибин 200-500 м. У різні геологічні епохи в зв'язку зі змінами рівня океану і вертикальними рухами земної кори ці платформні субаквальні рівнини затоплялися то більшою, то меншою мірою. У крейдовий час, наприклад, шельфи були поширені набагато ширше, ніж зараз. Під час четвертинних зледенінь рівень океану знижувався на 100-150 м в порівнянні з сучасним, і, відповідно, великі простори нинішнього шельфу тоді представляли собою континентальні рівнини. Таким чином, верхня межа шельфу непостійна, вона змінюється через абсолютних і відносних оцінок рівня Світового океану. Найближчі в часі до нас зміни рівня були пов'язані з чергуванням льодовикових і міжльодовикових епох в плейстоцені. Після деградації останнього льодовика рівень океану піднявся більш ніж на 100 м.
Рельєф шельфу переважно рівнинний, середні ухили поверхні складають близько 1 0. У межах шельфу широко поширений реліктовий рельєф: іноді це ледниково-акумулятивні рівнини з усіма характерними формами гляциального рельєфу, в інших випадках - структурно-денудаційні форми рельєфу, що утворилися в результаті впливу денудаційних факторів на геологічні структури. Поряд з реліктовими на шельфі зустрічаються абразійні рівнини, вироблені або при минулому, або при сучасному рівні моря, так звані Бенчи берегової зони, а також акумулятивні рівнини, складені сучасними морськими опадами, що залягають на континентальних відкладеннях або на корінних породах.
Оскільки рівнини шельфу - переважно затоплені платформні рівнини, то і великі риси рельєфу тут обумовлені (як і на суші) особливостями структури цих платформ. Раніше було загальноприйнятим уявлення про те, що шельф закінчується на глибині 200 м, де він змінюється континентальним схилом. Однак сучасні дослідження показали, що говорити про якійсь певній глибині, до якої поширюється шельф, досить складно. Кордоном між шельфом і континентальним схилом є брівка шельфу - майже завжди чітко виражений перегин профілю дна, нижче якого ухили дна значно зростають. Ця брівка шельфу знаходиться на різних глибинах: від 50-60 до 500-600, місцями навіть більше 1000 м. Так, велика частина Охотського моря - шельф і за геологічними, і за геоморфологічними ознаками, а глибини тут в основному 500-600 м. у типово шельфового Баренцева моря брівка шельфу проходить на глибині понад 400 м. Це говорить про те, що походження шельфу пов'язано не тільки із затопленням окраїнних рівнин суші в результаті підвищення рівня моря, але і в ряді випадків з новітніми значними опусканиями околиць континентів.
Однією з цікавих форм рельєфу шельфу є затоплені берегові лінії - комплекси берегових абразійних і акумулятивних форм, які фіксують рівні моря в минулі геологічні епохи. На шельфі широко поширені також різні форми рельєфу, утворені сучасними субаквальних процесами - хвилюваннями, приливними і ін. Течіями. У тропічних водах в межах шельфу дуже типові коралові рифи - форми рельєфу, створені колоніями коралових Пасип і вапняних водоростей.
2. Континентальний схил - це більш-менш вузька зона морського дна нижче (глибше) бровки шельфу, що характеризується відносно крутим ухилом поверхні. Середній кут нахилу континентального схилу 5-7 0. а нерідко 15-20 0. Відомі ділянки континентальних схилів з ухилом, що перевищує 50 0. Континентальний схил може представляти континентальну флексури або систему гігантських розривів: ступенів приголосних і січних. Згодні розриви визначають ступеневу будову континентального схилу. Ширина ступенів може бути різною від перших сотень метрів до сотень кілометрів. Якщо широкі сходи розташовуються у верхній частині схилу, то вони утворюють крайові плато. В умовах великої роздробленості схили ускладнюються грабенамі і горстами.
Підводні каньйони дуже нагадують річкові долини. Іноді великі каньйони лежать навпроти гирл великих річок, утворюючи як би підводні продовження їх долин. Але це не означає, що підводні каньйони є затопленими річковими долинами, тому що при певних рисах подібності існує ряд відмінностей між підводними каньйонами і річковими долинами. До них відносяться 1) крутіший, ніж у річкових долин, поздовжній профіль більшості каньйонів, 2) значні зворотні ухили, що не узгоджується з річковою гіпотезою їх походження. Питання про походження підводних каньйонів повинен розглядатися спільно з питанням про генезис і тектонічної природі континентального схилу. Континентальний схил - це система східчастих скидів, які утворилися в результаті сколювання краю виступу континенту, який опинився в прикордонній зоні між областю з тенденцією до підняття або слабкому занурення - континентального підняття. і областю з тенденцією до значного занурення - западиною океану. Все це зумовило ступінчастий профіль континентального схилу. Але в земній корі при цьому виникали різні напруги, які знаходили розрядку шляхом утворення радіальних розломів, розсікають континентальний схил хрестом його простягання. Такими радіальними розломами і утворені підводні каньйони, які в одних випадках успадкували гігантські зяючі тріщини в земній корі, а в інших - вузькі грабени, що утворилися по близько розташованим радіальним розломів.
Геофізичні й геологічні дані свідчать про те, що континентального схилу властива земна кора континентального типу. Вельми переконливий в цьому відношенні геологічний профіль, побудований за даними морських свердловин, в районі плато Блейк (атлантична підводна окраїна Сівши. Америки на схід від Флориди). Профіль цього показує, що геологічна будова прибережної рівнини шельфу і континентального схилу визначається значне споріднення. Для багатьох районів континентального схилу, наприклад Мексиканської затоки, Середземноморського басейну, характерні горбисті форми рельєфу, пов'язані з соляною тектонікою, а також вулканічні і грязевулканічною освіти.
3. Континентальна підніжжя представляє зону сполучення схилу континенту з ложем океанської западини і є найбільшою формою рельєфу підводної окраїни континенту. У рельєфі дна морів і океанів континентальне підніжжя в основному виражено похилій рівниною, що прилягає до основи материкового схилу і простягається смугою (шириною в кілька сотень кілометрів) між континентальним схилом і ложем океану. Максимальний ухил рівнини 25 0 поблизу основи континентального схилу. Далі ухил виполажівается і закінчується на глибинах порядку 3,5-4,5 км. Поверхня рівнини вздовж підстави континентального схилу злегка хвиляста і місцями прорізана підводними каньйонами. Значна частина її поверхні утворена конусами виносу підводних каньйонів. Нерідко у верхній частині поперечного профілю континентального підніжжя відзначається характерний горбисто-западини рельєф, що нагадує зсувній рельєф суші, тільки представлений більш великими формами. Взагалі континентальне підніжжя - аккумулятивное освіту. За даними геофізики, покрив морських відкладень на дні океану досягає максимальної потужності саме на континентальному підніжжя. Якщо в океані середня потужність пухких опадів рідко перевищує 500 м, то на континентальному підніжжя вона досягає 5 км.
В межах континентального підніжжя відбуваються найбільш істотні зміни будови кори від континентальної і субконтинентальной до океанської і субокеанской.
Мегакомплекс мегаформ - платформна шельфовая рівнина - континентальний схил - континентальне підніжжя - абісальна океанська рівнина є широко поширеним в океанах світу, особливо на схилах Льодовитого і Атлантичного океанів. Тому такі континентальні околиці часто називають Атлантичним.
На схилах Тихоокеанської западини будова прикордонної області суттєво інше. В умовах повного розвитку тут виділяється перехідна зона. яка складається з таких мегаформ: 1) шельф. 2) континентальний схил і западина. 3) островодужние підняття з розділяє їх западиною. 4) глибоководний жолоб і 5) абісальна океанська рівнина. Зустрічаються і більш складні поєднання.
Перехід від континенту до океану з набором перерахованих мегаформ, отримав назву Тихоокеанського.
Глибоководні западини окраїнних морів межують з похилим шельфом, який може поступово переходити в глибоководні плато на глибину 1-2 км (наприклад, Охотське і Південно-Китайське моря). Ці плато відокремлюються від дна уступом 1-1,5 км. Зустрічаються і більш різкі переходи, коли шельфовая рівнина обмежується 2-3-кілометровим континентальним схилом. Кордон западин з підводним схилом гірської споруди острівної дуги різка. За масштабами виділяються відносно невеликі улоговини типу Японської з глибинами
3-3,5 км і великі улоговини типу Філіппінської зі складним рельєфом і глибинами 4-5 км і більше. Час виникнення западин окраїнних морів для переважної більшості відповідає кайнозою. До таких молодим форм відносяться багато западини Західної околиці Тихого океану. Вік найдавніших западин відповідає кінця палеозою - початку мезозою. До них відносяться западини Іонічного моря, а також Коралового, Південно-Китайського і т.д.
Внутрішня будова западини визначається типом і потужністю кори. У великих і глибоких западинах (наприклад, Філіппінська, Міріанская) переважає кора океанського типу потужністю 10-12 км. Неглибокі западини часто володіють корою значної потужності (20-30 км) субокеанского типу.
Більшість западин окраїнних морів характеризуються високою сейсмічністю і слабким вулканізмом. Структура западин роздрібнена з розвитком рифтогенних розломів в умовах розтягування і впровадження базальтових розплавів. Широкий розвиток Рифт доведено для переважної більшості цих западин.
Островодужние гірські споруди представляють великі валообразние підняття океанського дна і є в основному підводними. Межують з западинами окраїнних морів і глибоководним жолобом, тому контрастність рельєфу тут дуже висока. Глибинна структура острівних дуг - вал базальтової кори, на який як би насаджений шар вулканічних і осадових порід, а в разі зрілої стадії острівної дуги - гранітний шар. Для острівних дуг характерний сучасний вулканізм центрального типу: численні вулкани з андезитового або липаритового складом лав. Спостерігається і древній основний (базальтовий) вулканізм.
Розташування вулканів в межах острівних дуг підпорядковане закономірностям. Острівні дуги зазвичай розбиті глибокими розломами поперечного або близького до поперечного простягання. Саме на перетинах осі острівних дуг з цими розломами розташовуються найбільші діючі вулкани. Нерідко розломи виражені в рельєфі морського дна у вигляді дуже глибоких проток (наприклад, протоки Фріза і Буссоль в Курильської дузі).
У ряді випадків острівні дуги представлені подвійною системою, тобто виділяються внутрішня і зовнішня дуги, паралельні один одному, з депресією між ними. Так, наприклад, влаштована Курильська дуга. Внутрішня дуга відповідає тут власне Курильських островів і їх підводному основи, зовнішня являє собою підводний хребет Витязь, лише на самому півдні переходить в Малі Курильські острови. Обидві гряди тривають на суші, на п-ве Камчатка. Внутрішньої гряди відповідають структури серединного Камчатського хребта, з яким пов'язані найбільші діючі вулкани Камчатки, а зовнішньої - блокові структури гір півостровів східної Камчатки, тобто на певній стадії розвитку острівні дуги можуть злитися один з одним, утворивши єдиний масив суші. Японські о-ва, наприклад, є великий масив суші, що утворився в результаті злиття кількох острівних дуг різного віку. В результаті злиття трьох різновікових острівних дуг утворився о-в Куба.
Молодий острівної дугою є Малі Антильські о-ви, які, як і Курильська острівна дуга, утворюють дві гряди - внутрішню і зовнішню. Малоантільская дуга зчленовується з лежачим на північ і СВ від неї глибоководним жолобом Пуерто-Ріко, до якого приурочена максимальна глибина Атлантичного океану.
Більшість острівних дуг знаходиться в зоні 9-бальних землетрусів, для них характерні також різко диференційовані вертикальні рухи земної кори (з великими швидкостями).
Глибоководні жолоби. Це найменш вивчена форма рельєфу. Являє собою вузьку глибоку (від 10-11 до 5 км) щелевидную западину, найчастіше дугоподібної форми, що не компенсовану опадами, потужність опадів не перевищує 500 м. Внаслідок часткового заповнення жолоба відкладеннями його дно являє плоску рівну площадку. Схили жолоби круті, в нижній частині 25-30 0. у верхній - виполажіваются до 5-6 0. що надає цій щелевидной западині лійкоподібну форму в поперечному перерізі. Ширина жолоба по дну до 50 км, по відстані між верхніми частинами стінок
100 км. Глибоководні жолоби поширені вибірково: з 35 відомих жолобів 28 приурочені до западини Тихого океану, головним чином до її західним і південно-східних схилах. У генетичному відношенні жолоби, по-видимому, представляють розвивається вузьку депресію глибинного розлому в зоні переходу субконтинентальной і субокеанской кори острівних дуг в океанську кору абісальних рівнин або междужних западин. Найглибший з жолобів - Маріанський.
Жолоби займають різну геоморфологическую позицію: уздовж східних схилів западини Тихого океану вони межують з Андийских-Кордільерський кінцево-періконтінентальнимі гірськими спорудами, уздовж західних схилів Тихого океану - з островодужнимі періокеанскімі гірськими спорудами. Жолоби характеризуються високою сейсмічністю, глибина вогнищ невелика, тому коровиє землетрусу цієї зони є руйнівними.
В даний час структура перехідної зони різному розуміється вченими - представниками концепцій мобілізма і фіксизму. Так, з позицій мобілізма літосфери океанські плити рухаються в напрямку від серединних рифтогенних хребтів і занурюються під континенти по зоні сверхглубокого розлому Бениоффа-Заварицкого (тобто в зоні глибоководного жолоба). Процеси занурення і переплавлення літосферних плит викликають в мантії величезні напруги, які призводять до сейсмічності і вулканізму. Освіта періокеанскіх (островодужних) і періконтінентальних гірських споруд розглядається мобілісти як активна реакція на поддвига (субдукції) океанських літосферних плит. Тому перехідні зони тихоокеанського типу називаються активними на відміну від пасивних зон атлантичного типу.
Фіксістамі явище поддвига заперечується. Так Білоусов В.В. (1982) виділяє перехідні зони трьох типів: Атлантичний, Тихоокеанський, Колумбійський.
В Атлантичному типі ступенчатость континентального схилу пояснюється фіксістамі тривалим зануренням околиці континенту, її розколювання і переробкою континентальної кори в океанську.
У Тихоокеанському типі перехідних зон мегаформи розглядаються як результат деформації літосфери геосинклинального режиму, що виникли в пізньому мезозої - кайнозої, і розвитку орогенного режиму в пізньому кайнозої. При цьому приймається, що на околицях моря утворилися на місці серединних масивів, великі (зрілі) островодужние підняття успадковують загальні геоантіклінальниє підняття, а зони Бениоффа-Заварицкого (сверхглубінние розломи) є каналами виведення легких елементів з верхньої мантії. Така концепція повністю заперечує субдукції (поддвіганіе) океанської літосфери, протиставляючи цьому явищу підтікання важкої мантії під легшу і формування глибоководного жолоба в результаті «просідання» краю важкої мантії, позбавленої легких компонентів.
До Колумбійському типу відноситься перехідна зона, що простягається уздовж Тихоокеанських берегів Сівши. Америки. За уявленнями В.В.Белоусова, особливість будови цієї зони полягає в накладенні рифтової режиму на орогенний і відсутність зони Бениоффа-Заварицкого.
Невирішеність питань будови структури перехідних зон пояснюються недостатньою вивченістю генезису перехідних зон.