Рассматривая мегарельеф Земли, необходимо остановиться на проблеме рельефообразования ложа океана, его основных морфоструктурных категориях.
В последние десятилетия появились новые исследовании по геоморфологии, геофизике, геологии океанического дна, заставившие во многом пересмотреть сложившиеся ранее представления. Это касается, в первую очередь эндогенного рельефообразования. Кроме того, доказано, что на значительных глубинах океанов активно развиваются гравитационные, гидрогенные, биогенные геоморфологические процессы.
Особую геолого-геоморфологическую категорию представляет рельеф подводных окраин материков, на долю которых приходится около 35% площади материков. Отметим, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина. У Тихого океана, например, она составляет 10%, а у Северного Ледовитого —• более 60%. В пределах подводных окраин материков выделяется шельф, материковый склон, материковое подножие.
Шельф — прибрежная часть океанического дна с относительно равнинной или слабо покатой поверхностью, характерной для рельефа материковых платформ. Условная изобата 200 метров, ограничивающая шельф, в зависимости от строения платформ и неотектонических движений, изменяется от 40 - 50 километров (Азиатское побережье Ледовитого океана) до 1000 километров (Охотское море). При общей равнинности основных морфоструктур для рельефа шельфа характерны реликтовые формы, связанные с деятельностью материковых оледенений, вызывавших обнажение прибрежных равнин и межледниковыми эпохами с характерными для них трансгрессиями океана.
Для рельефа шельфовой зоны характерны затопленные речные долины, которые являются прямым продолжением материковых речных долин, по которым выносятся в океан продукты разрушения, а также затопленные фрагменты древних береговых линий: абразионные уступы, морские террасы, участки аккумулятивных равнин, сложенных морскими отложениями. Крупными геоструктурами шельфа являются также понижения (синеклизы) и возвышенности (антеклизы) с различной мощностью осадочных пород. Иногда понижения являются глубокими грабенами типа Кандалакшского залива и желоба Святого Лаврентия. Нелишне заметить, что осадки шельфовой зоны содержат запасы таких полезных ископаемых как нефть, а также рассыпные месторождения рудных полезных ископаемых (железо-марганцевые конкреции)
Материковый склон начинается у бровки шельфа и углубляется под углом около 10°, а нередко 30 — 35° Сложен он породами материкового типа. О.К. Леонтьев отмечает, что материковый склон расположен между зоной поднятия — платформой и зоной погружения — ложем океана, что способствует формированию молодых сбросов и ступенчатости строения. Иногда ступени бывают очень широки (десятки километров) и называются краевыми плато материкового склона. Примером может служить подводное плато Блейк к востоку от Флориды.
Геоморфологической особенностью материкового склона служат подводные каньоны — глубоко врезанные поперечные ложбины, глубиной до 2000 метров, протяженностью в сотни километров. Каньоны буквально расчленяют крутые склоны материкового склона, образуя в его нижней части крупные конусы выноса. Происхождение этих удивительных образований до сих пор не ясно. Флювиальная теория рассматривает подводные каньоны как продолжение речных долин. Однако далеко не всегда каньоны имеют связь с материковыми эрозионными формами; кроме того, продольный профиль каньонов намного круче профиля горных рек, не говоря уже о равнинных; большинство каньонов заканчивается на глубинах около 3000 метров. Если принять флювиальную теорию, то требуется допустить, что уровень океана в четвертичный период был на 3 километра ниже современного, что не допускается данными геологии.
С современной точки зрения считается, что "материковый склон в своей основе — это система ступенчатых сбросов, образовавшихся в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению — материковой платформой и областью с тенденцией к значительному погружению — ложем океана". Скалывание склона по направлению к ложу океана обусловили его ступенчатый профиль. Возникающие при этом гравитационные напряжения выражались в образовании радиальных разломов, рассекающих материковый склон вкрест его простирания в виде подводных каньонов. Таким образом, последние имеют тектоническое происхождение. Для некоторых районов материковый склон осложняется бугристым рельефом соляной тектоники. Иногда отмечаются грязевые вулканы.
Насыщенные водой рыхлые морские отложения способны передвигаться по материковому склону при углах наклона менее 10°. Явление крипа — медленного оплывания на пологих склонах — выражено в виде песчаных потоков, подводных оползней, возникающих при небольших сейсмических толчках и даже при действии волн на шельфе или в верхней части склона. В некоторых районах Черного моря, у восточного берега Северной Америки (Блейк-Пур) отмечаются "структурные" оползни, при которых по склону сползают целые блоки пород.
Гравитационные процессы выражаются также в мощных мутьевых потоках водной суспензии твердых частиц. Питаются эти потоки вблизи устьев крупных рек во время половодья, когда намного возрастает взвешенный сток. Мутьевой поток на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки разорвал несколько подводных телеграфных кабелей, развив скорость до 120 километров в час при длине более 900 километров. Часто мутьевые потоки локализуются в подводных каньонах, тогда их ширина сокращается, но скорость увеличивается, а в устье каньона возникают мощные кодусы выноса— турби-диты. Конус выноса подводного каньона Ганга занимает весь Бенгальский залив и выдвигается в Индийский океан. Если подводный склон изрезан несколькими каньонами, то конусы выноса мутьевых потоков сливаются и образуют волнистую наклонную равнину материкового склона, которая продвигается и в пределы океанического ложа, эродируя его поверхность (абиссальные долины).
Важнейший геоморфологический процесс на дне океана — аккумуляция осадочного материала — как кластогенного (терригенного), так и биогенного и хемогенного происхождения. Расчеты показывают, что реки земного шара ежегодно выносят в море около 20 миллиардов тонн твердых частиц и 3,2 миллиарда тонн растворенного материала; ледники доставляют в океан 1,5 миллиарда тонн, абразия — около 0,5 миллиарда тонн. Значительное количество терригенного материала приносится ветром, ежегодно в океан поступает около 3 миллиардов тонн вулканических продуктов. Если присоединить к этим цифрам величину биогенных осадков (1,82 миллиарда тонн), то сумма всего осадочного материала, осаждающегося на дно океана, составит около 30 миллиардов тонн в год.
Распределение осадочных толщ в океане имеет свои закономерности. Обычно зона шельфа и материкового склона лишена мощных аккумулятивных образований благодаря значительным уклонам, проявлению эрозионной волновой деятельности, выносу вещества мутьевыми потоками. Благоприятны условия накопления мощной серии осадков в пределах материкового подножия. За счет сползания материала с материкового склона и очень пологих поверхностей подножия возникают ловушки для накопления осадочных толщ и появляются условия для процесса аккумулятивного выравнивания ложа океана.
Материковое подножие как важнейшая часть подводной окраины материков выражено обычно наклонной волнистой равниной шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем. В сторону океана оно выполаживается, достигая глубин 3,5 - 4,5 километра. Основная часть подножия сложена рыхлыми породами конусов выноса подводных каньонов. В верхней части, примыкающей к материковому склону, нередко отмечается оползневый рельеф. В целом материковое подножие — аккумулятивное образование с мощной (3-5 километров) толщей осадочных пород, выносимых реками в пределы шельфа. Под слоем аккумулятивных пород залегает кора материкового типа.
На некоторых участках подводных окраин материка наблюдается сильная раздробленность, нарушающая описанное выше строение. У берегов Калифорнии, например, переход от материка к ложу океана представлен сочетанием плосковершинных возвышенностей и глубоких впадин. Такой рельеф возникает в результате интенсивных современных тектонических процессов и получил название бордепленда.
Ловушками для накопления осадочного материала являются также котловины окраинных морей в геосинклинальных областях, где в результате этого процесса формируются плоские абиссальные равнины и идет выравнивание коренного рельефа. Эти же процессы наблюдаются и в той части глубоководных желобов, которые прилегают к вулканическим островным дугам, служащим источником осадков.
В центральных частях океанического ложа, где количество терригенных осадков резко сокращается, большое значение приобретают вулканические и биогенные отложения. Последние нередко имеют смешанное биохемогенное происхождение и связаны со способностью некоторых морских организмов усваивать из воды карбонаты кальция и кремнезем, которые после их отмирания выпада ют на дно в виде кремнистых (диатомовые) и карбонатных (форамениферовые, птероподовые, глобигериновые) илов. Еще Н.М. Страхов отмечал, что образование карбонатных морских осадков — один из важнейших геологических процессов. Абиссальные осадки маломощные, они покрывают и слегка нивелируют неровности ложа, придавая ему волнистый характер.
Мегарельеф планетарных форм Мирового океана включает ложа океанов и срединно-океанические хребты. В структурном отношении ложе океана соответствует океаническим платформам (талассократонам), сложенным корой океанического типа. Они представлены гигантскими плоскими котловинами, разделенными высокими хребтами. Глубины океанических платформ превышают 3,5 — 4 километра, что характеризует их областями длительного погружения и аккумуляции.
В отличие от океанических платформ, срединно-океанические хребты представляют собой вытянутые в меридиональном и субмеридиональном направлениях гигантские вздутия земной коры, высотой более 2000 метров, увенчанные вулканами щитового типа. Они образуют единую планетарную океаническую систему длиной более 60000 километров. Строение срединно-океанических хребтов сложно. Сводовая часть осевой зоны обычно разбита рифовой впадиной с крутыми бортами и плоским дном. Склоны расчленены резко выраженными ложбинами, по линиям которых происходят тектонические смещения (трансформные разломы).
Высокая сейсмичность и вулканизм срединно-океанических хребтов, максимальные значения теплового и магнитного потоков, резкая расчлененность рельефа, молодость слагающих пород и их зеркальное повторение по обе стороны рифтовой впадины свидетельствуют о проявлении в этом типе мегарельефа интенсивного современного тектогенеза, свойственного процессам спрединга, субдукции. Современная теория тектоники литосферных плит доказывает, что процесс рифтообразования проявляется с конца мезозоя и продолжается в современный период со скоростью раздвижения плит до нескольких сантиметров в год.
Срединно-океанические хребты сложены обычно ультраосновными породами, главным образом перидотитами, дунитами. Они проникают в земную кору из верхней мантии, чем и объясняется высокая плотность рифтогенной коры. Важно отметить, что процессы рифтогенеза, проявляются на некоторых материках, продолжаясь по линиям океанических рифтов: Калифорнийский залив, Восточно-африканский, Байкальский рифты, Красное море.
В качестве примера приводим характеристику рельефа ложа Атлантического океана (рис. 15). Срединно-Атлантический хребет составляет орографический стержень океана и протягивается от острова Исландия на севере до 65° южной широты на юге. Ширина хребта от 2500 километров сокращается к северу от Исландии до 300 километров. В наиболее высоких участках относительные превышения достигают 4 километров, а сложно устроенная горная система состоит из отдельных горстовых хребтов, нагорий и узких грабенов — рифтов с глубинами до 5 - 6 километров (впадина Романш, 7730 метров). К центру рифтовой зоны приурочены эпицентры землетрясений и современный вулканизм (Азорские острова). Во фланговых частях рельеф приобретает горный характер и отличается проявлением центрального и линейного вулканизма (хребет Рейкьянес). По обе стороны от срединного хребта расположены котловины ложа океана— Лабрадорская, Северо-Американская, Бразильская, Аргентинская и др. Сложенные маломощной корой океанического типа, они отличаются однообразием выровненной поверхности или распространением холмистого рельефа, для которого характерны небольшие амплитуды расчленения (250 - 600 метров) — "рельеф абиссальных холмов", происхождение которого связывается с вулканическими проявлениями.
В открытой части океанов иногда встречаются подводные или надводные возвышенности, сложенные материковой корой (Сейшельская банка, Западно-Австралийская котловина). Их принято называть микроконтинентами.
В Тихом и других океанах над крупными плоскими впадинами возвышаются плоские округлые возвышенности — гайоты. Их денудированные поверхности считаются остатками древних материков, опустившихся ниже уровня океана.
Таким образом, современные представления о геологическом развитии Земли сходятся на том, что тектоническая жизнь нашей планеты протекает очень бурно и ее преобразование связано с двумя основными направлениями, которые выражают общий процесс литосферного круговорота. Первое направление — глобальный рифтогенный процесс, обусловленный сверхглубинными разломами земной коры, подъемом вещества мантии, рождением новой океанической коры. При этом образуются крупные горные сооружения на дне океана и подводные поднятия на платформах. Второе направление — процесс переработки океанической коры в материковую, сопровождающийся ее опусканием в геосинклинальных зонах, возникновением глубоководных желобов, а на более позднем этапе — высоких горных систем с континентальным типом земной коры.
ЧАСТЬ 3.
ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ
ЭКЗОГЕННЫХ ПРОЦЕССОВ