Рельєф пасивних континентальних околиць (атлантичний тип перехідних зон)
Між континентами та океанськими западинами виділяються перехідні зони, в яких відбувається зчленування континентальної та океанічної кори. Це підводні продовження материків чи континентальні околиці. За рельєфом, геологічною та тектонічною будовою виділяються два типи околиць: пасивні (атлантичного типу) та активні (тихоокеанського типу).
Пасивні околиці розвинені по периферії Атлантичного океану (крім районів, що прилягають до Антильської та Південно-Сандвічової дуг), облямовують Північний Льодовитий та Індійський океани. Вони примикають до платформних рівнин та деяких гірських масивів — Гатських (на Індостанському п-ві), Скандинавських гор. Свою назву вони отримали через відсутність сучасного вулканізму і відносно низьку сейсмічність, хоча в їх межах іноді трапляються сильні землетруси, як, наприклад, Лісабонський землетрус 1755 року. Пасивні околиці утворилися протягом останніх 200 млн років у процесі рифтогенезу — послідовного розколу єдиного суперконтиненту Пангея та розсування літосферних плит та їх фрагментів. У рельєфі пасивних околиць виділяються три великі форми: шельф,
континентальний схил і підніжжя, що розрізняються за батиметрією, геологічною будовою, геофізичними характеристиками та процесами формування рельєфу (рис. 17.1).
Геоморфологічні особливості шельфу. Шельф (від англ. shelf - полку) - це материкова мілину, безпосереднє продовження прилеглих рівнин, затоплених морем. Його площа велика, становить 18-20% площі суші чи 8% площі океанів. Шельф розташований на глибині від 20 до 200 м, проте місцями він занурений до 600 і навіть більше метрів (О. К. Леонтьєв,
Г. І. Важелів). Середня ширина шельфу - 72 км. У Баренцевому та Беринговому морях шельф займає близько половини їхньої площі, досягаючи 800-1100 км завширшки. Середні схили поверхні шельфу 0,7-Г (2 м на 1 км). Шельф, як і прилегла суша, підстилається континентальною корою, потужність якої зменшується з 40 до 20 км до його брівки та континентального схилу. У цьому ж напрямку збільшується роздробленість кори,
утворенням горстів та грабенів. Потужність опадів, що перекривають ці структури, досягає кількох кілометрів, що свідчить про значне прогинання та існування морських умов у дочетвертичний час. І четвертинний час шельфи багатьох морів продовжують прогинатися. Так, окремі ділянки шельфу Баренцевого моря після останнього зледеніння прогинаються із середньою швидкістю 1,4-3 см/рік (Р. Б. Крапівнер). Більшість шельфу в четвертинний час неодноразово осушувалася і затоплювалася морем. Останнє затоплення сталося в пізньоплейстоцен-голоценовий час, коли розтанули льодовики останнього (вюрмського або валдайського) заледеніння, і рівень морів і океанів піднявся майже
на 100 м. Шельфові моря називаються эпиконтинентальными, т. е. надматериковыми, т. до. вони утворилися внаслідок затоплення окраїнних частин материка у разі підвищення рівня океану.
Сучасне становище берегової лінії встановилося 5-6 тис. років тому. Шельф має велике практичне значення, тому що на ньому зосереджено величезні запаси мінеральної сировини, головним чином нафти, а також харчових продуктів. На шельфі виділяються дві зони - внутрішня та зовнішня. Внутрішня зона – наймолодша, розташована на глибинах
від 30-50 до 100 м відносно вирівняна. Кордон з власне прибережною зоною є умовним і проводиться там, де згасаютьхвильові процеси, що беруть участь у формуванні узбереж морів та океанів. Зовнішня зона розташована на більшій глибині та більш розчленована. Зовнішня частина шельфу часто обмежена бар'єрами, до яких відносяться виступи фундаменту,
коралові рифи, соляні бані або вулканічні споруди.
Основними формами рельєфу шельфу є акумулятивні рівнини, хоча є абразійні рівнини, з яких опади знесені на континентальний схил (рис. 17.2 Л, Б). Це найнижчі за гіпсометричним станом рівнини континентів, затоплені морем. Вони перекриті морськими четвертинними опадами потужністю в десятки метрів, що наділяють зниження і виступи дна.Основними рельєфоутворюючими процесами на шельфі
є гідродинамічні: хвильові, штормові, припливні. Дія цих процесів особливо помітно у прибережній частині шельфу, де утворюється комплекс форм, який розглядався у розділі 7. На решті дії цих процесів помітно згладжено, тут основну роль грають течії.
Генетичні типи рельєфу шельфу різноманітні і залежить від кліматичного і тектонічного чинників. Великі простори шельфу ще нещодавно були сушею. Тому сучасний рельєф шельфу є поєднанням наземних (субаеральних) і накладених морських форм. Збереження форм залежить від руйнівної дії хвилювань, течій, кількості наносів, що надходять, і швидкості осадконакопичення. Багато форм
рельєфу вже поховані під сучасними опадами, інші формуються. Вирізняються такі генетичні типи рельєфу: морський, льодовиковий, алювіальний, еоловий, біогенний, тектонічний. Всі вони вивчаються в основному геофізичними методами (ехолотуванням, сейсмоакустичним профільуванням), а також глибоководним бурінням тапідводною зйомкою. Морський тип представлений акумулятивними рівнинами, складеними морськими опадами, у прибережній частині грубішими, на видаленні — тоншими. У межах рівнин збереглися древні берегові лінії - зони розвитку прибережних акумулятивних та абразійних форм. Це вали, кліфи, тераси, западини колишніх лагун і заток та ін. Вони утворилися за нижчих, ніж сучасний, рівнях морів і океанів. Найбільш широко поширена берегова лінія, що добре збереглася, простежується на глибині 80-100 м. Вона фіксує стояння рівня моря в пізньому плейстоцені під час останнього заледеніння. Потім 16-17 тис. років тому у зв'язку з таненням льодовиків почалася трансгресія, і рівень морів і океанів знову почав підніматися, внаслідок чого багато форм рельєфу опинилися під водою. У багатьох морях на глибинах від 180 до 250 м простежуються більш давні берегові лінії, пов'язані, можливо, із середньоплейстоценовими заледеніннями
(Г. Б. Удінцев, О. К. Леонтьєв та ін.). До морських форм рельєфу відносяться бари.
підводні вали (див. гл. 7). Для утворення барів необхідне достатнє
кількість пухкого матеріалу та нерівності морського дна: флексури, тектонічні уступи, антикліналі (див. рис. 7.4). Бари простягаються на сотні кілометрів. Їхня висота — десятки, а ширина — сотні метрів. Вони складені добре відсортованим піском, що має високі колекторські властивості. Тому вивчення барів має значення для пошуків нафтових структур. Льодовиковий тип. В даний час шельфи Антарктиди та Гренландії перекриті льодовиками, деякі з них висуваються в море більш ніж на 500 км. Під шельфовими льодовиками йде скидання уламкового моренного матеріалу. Крім того, моренний матеріал скидається айсбергами, що розносять його іноді навеликі відстані від краю льодовиків. У епохи колишніх зледенінь шельфи північних морів були вкриті потужними (до 1-2 км) льодовиками. Після їхнього танення утворився акумулятивний грядовий і горбисто-західний рельєф, нині затоплений. У Баренцевому та Норвезькому морях збереглися пагорби та гряди стадіальних, кінцевих, бічних морен, що належать до пізно- та середньоплейстоценових заледенінь. Їхня висота - від 20-30 до 70-80 м, а довжина досягає кілька кілометрів. В даний час вони одягаються голоценовими морськими
Екзараційний рельєф представлений великими фіордами (див. гл. 7), що простягаються з берегової зони. Вони широко розвинені на Скандинавському, Балтійському, Гренландському та багатьох інших північних шельфах, а також у Антарктиці. Найбільший затоплений трог – жолоб Св. Лаврентія у Північній Америці – має довжину понад 500 км. Багато трог приурочені до великих поперечних розломів. Кріогенний тип рельєфу розвинений на шельфах північних морів. Це
різноманітні зниження, можливо термокарстові воронки чи аласи, і навіть пагорби — гидролакколиты, перекриті морськими опадами.
Алювіальний рельєф представлений річковою мережею, що утворилася на початок останньої трансгресії. По глибині її знаходження можна будувати висновки про амплітуді нового занурення, виділити області, що відрізняються інтенсивністю прогинання. Майже всі річки, що впадають у моря та океани, мають підводне продовження. Довжина затоплених долин сягає кількох сотень кілометрів. Так, Ельба простежується на 500 км підводами Північного моря і закінчується на глибині 80 м. Рейн простягається на 720 км і закінчується на глибині 90 м. Палеорусла Обі, Єнісея ще довші (мал. 17.4), проте глибина їх затоплених3 усть — -50 м-код.
Підводні долини заповнені алювієм, у якихвиділяються заплави, прируслові вали, тераси. Деякі великі підводні русла переходять у каньйони, що прорізають континентальний схил.
Прямолінійність багатьох затоплених русел свідчить про приуроченість їх до зон розривів. Деталі будови ерозійної мережі, як і суші, контролюються локальними тектонічними структурами. Так на шельфі Карського моря, за даними А. Н. Ласточкина, неотектонічні підняття дна формують радіальний малюнок гідромережі, а більші затоплені долини обтікають підняття. Відновлення затопленої річкової мережі важливо, тому що
алювієм пов'язані промислові поклади нафти та газу; у затоплених долинах на шельфах Канади, Аляски, Індонезії відомі розсипи золота.
Еоловий рельєф розвинений на шельфі аридних областей, зокрема Африки. Це затоплені морем піщані гряди, дюни, дефляційні улоговини, що знаходяться на різній глибині.
Біогенний рельєф. Типово шельфові акумулятивні форми рельєфу представлені різними будівлями, що формуються бентосними організмами - коралово-водорослевими та раковинними. До перших належать рифи, розвинені на шельфах тропічних морів. Це берегові або оздоблювальні, внутрішньолагунні, бар'єрні рифи. Останні досягають багатьох сотень метрів у висоту, тому що ростуть на брівці шельфу, що опускається. Відомим прикладом є Великий Бар'єрний риф на східному шельфі Австралії, що має форму гряди, що простягається більш ніж на 2000 км. Раковинний тип будівель представлений банками - мілинами, розвиненими у внутрішніх частинах шельфів.
Тектонічний рельєф. Нові тектонічні структури мають пряме свій відбиток у рельєфі шельфу. Великі підводні височини або локальні підняття, виступи дна, вали становлять позитивні структури. З багатьма локальнимипідняттями пов'язані родовища нафти на шельфах Північного, Баренцева, Охотського та інших морів. Негативні форми виражені западинами, а розломи — жолобами, ровами, улоговинами, уступами, що іноді простягаються з берега або паралельно йому на багато сотень кілометрів. Розвиток структурних форм створює розчленований рельєф шельфу. Такий рельєф особливо притаманний шельфу Баренцева моря. До синкліналів присвячені затоки, що вдаються до узбережжя, позитивні структури зумовлюють розвиток мілин, поява островів та півострівів. По розривам периферичні ділянки шельфу опущені різну глибину При цьому утворюються крайові східчасті плато. Так, біля узбережжя Антарктиди, Австралії, Америки окремі ступені шельфу опущені по розломах на глибину до 500-1000 м і глибше. На Лабрадорському шельфі верхній його ступінь знаходиться на глибині 100 м, а нижній - на глибині 400-800 м. Форми соляної тектоніки в рельєфі дна виражені пагорбами, рідше - валами. У Перській затоці понад 100 соляних куполів утворюють острови, що височіють над дном на 60-70 м. Багато куполів ускладнені розривами, що дають уступи на їх схилах. У Мексиканській затоці відомо близько 160 куполів заввишки 40 м. Є вони на шельфах Середземного та Каспійського морів. Грязьовий вулканізм широко розвинений на шельфах північної частини Індійського океану, Атлантичного біля узбережжя Південної Америки, Іранському, Пакистанському, Новозеландському шельфах. На шельфі Південного Каспію відомо понад 200 грязьових вулканів. Їхнє утворення пов'язане з наявністю потужних товщ глинистих, вологонасичених порід, що містять вуглеводневі гази. При бурхливому виділенні газів дні утворюються грязьові сопки, пагорби, вулкани, мають форму конуса. Висота конусів - до кількох десятків метрів, а діаметр основи - від кількох десятків до 200-300 м. У Чорному морівисота конусів досягає 500-800 м, а діаметр основи - від 1 до 5-6 км. Багато грязьових вулканів розташовані на склепіннях антиклінальних структур і є їх надійним індикатором.