Между континентами и океанскими впадинами выделяются переходные зоны, в которых происходит сочленение континентальной и океанической коры. Это подводные продолжения материков или континентальные окраины. По рельефу, геологическому и тектоническому строению выделяются два типа окраин: пассивные (атлантического типа) и активные (тихоокеанского типа).
Пассивные окраины развиты по периферии Атлантического океана (кроме районов, прилежащих к Антильской и Южно-Сандвичевой дугам), окаймляют Северный Ледовитый и Индийский океаны. Они примыкают к платформенным равнинам и некоторым горным массивам — Гатским (на Индостанском п-ве), Скандинавским горам. Свое название они получили за отсутствие современного вулканизма и относительно низкую сейсмичность, хотя в их пределах иногда происходят сильные землетрясения, как, например, Лиссабонское землетрясение 1755 года. Пассивные окраины образовались в течение последних 200 млн лет в процессе рифтогене- за — последовательного раскола единого суперконтинента Пангея и раздвижения литосферных плит и их фрагментов. В рельефе пассивных окраин выделяются три крупные формы: шельф,
континентальный склон и подножие, различающиеся по батиметрии, геологическому строению,геофизическим характеристикам и процессам формирования рельефа (рис. 17.1).
Геоморфологические особенности шельфа. Шельф (от англ. shelf — полка) — это материковая отмель, непосредственное продолжение прилежащих равнин, затопленных морем. Его площадь обширна, составляет 18-20 % площади суши или 8 % площади океанов. Шельф расположен на глубине от 20 до 200 м, однако местами он погружен до 600 и даже более метров (О. К. Леонтьев,
Г. И. Рычагов). Средняя ширина шельфа — 72 км. В Баренцевом и Беринговом морях шельф занимает около половины их площади, достигая 800-1100 км в ширину. Средние уклоны поверхности шельфа 0,7-Г (2 м на 1 км). Шельф, как и прилежащая суша, подстилается континентальной корой, мощность которой уменьшается с 40 до 20 км к его бровке и континентальному склону. В этом же направлении увеличивается раздробленность коры, с
образованием горстов и грабенов. Мощность осадков, перекрывающих эти структуры, достигает нескольких километров, что свидетельствует о значительном прогибании и существовании морских условий в дочетвертичное время. И в четвертичное время шельфы многих морей продолжают прогибаться. Так, отдельные участки шельфа Баренцева моря после последнего оледенения прогибаются со средней скоростью 1,4-3 см/год (Р. Б. Крапивнер). Большая часть шельфа в четвертичное время неоднократно осушалась и затоплялась морем. Последнее затопление произошло в позднеплейстоцен-голоценовое время, когда растаяли ледники последнего (вюрмского или валдайского) оледенения, и уровень морей и океанов поднялся почти
на 100 м. Шельфовые моря называются эпиконтинентальными, т. е. надматериковыми, т. к. они образовались в результате затопления окраинных частей материка при повышении уровня океана.
Современное положение береговой линии установилось 5-6 тыс. лет назад. Шельф имеет большое практическое значение, т. к. на нем сосредоточены громадные запасы минерального сырья, главным образом нефти, а также пищевых продуктов. На шельфе выделяются две зоны — внутренняя и внешняя. Внутренняя зона — наиболее молодая, расположена на глубинах
от 30-50 до 100 м, относительно выровненная. Граница с собственно прибрежной зоной является условной и проводится там, где затухают волновые процессы, участвующие в формировании побережий морей и океанов. Внешняя зона расположена на большей глубине и более расчленена. Внешняя часть шельфа часто ограничена барьерами, к которым относятся выступы фундамента,
коралловые рифы, соляные купола или вулканические постройки.
Основными формами рельефа шельфа являются аккумулятивные равнины, хотя есть и абразионные равнины, с которых осадки снесены на континентальный склон (рис. 17.2 Л, Б). Это самые низкие по гипсометрическому положению равнины континентов, затопленные морем. Они перекрыты морскими четвертичными осадками мощностью в десятки метров, облекающими понижения и выступы дна. Основными рельефообразующими процессами на шельфе
являются гидродинамические: волновые, штормовые, приливные. Действие этих процессов особенно заметно в прибрежной части шельфа, где образуется комплекс форм, который рассматривался в главе 7. На остальной части действие этих процессов заметно сглажено, здесь основную роль играют течения.
Генетические типы рельефа шельфа разнообразны и зависят от климатического и тектонического факторов. Обширные пространства шельфа еще недавно были сушей. Поэтому современный рельеф шельфа представляет собой сочетание наземных (субаэральных) и наложенных морских форм. Сохранность форм зависит от разрушительного действия волнений, течений, количества поступающих наносов и скорости осадконакопления. Многие формы
рельефа уже погребены под современными осадками, другие продолжают формироваться. Выделяются следующие генетические типы рельефа: морской, ледниковый, аллювиальный, эоловый, биогенный, тектонический. Все они изучаются в основном геофизическими методами (эхолотированием, сейсмоакустическим профилированием), а также глубоководным бурением и подводной съемкой. Морской тип представлен аккумулятивными равнинами, сложенными морскими осадками, в прибрежной части более грубыми, на удалении — более тонкими. В пределах равнин сохранились древние береговые линии — зоны развития прибрежных аккумулятивных и абразионных форм. Это валы, клифы, террасы, впадины бывших лагун и заливов и др. Они образовались при более низких, чем современный, уровнях морей и океанов. Наиболее широко распространенная и хорошо сохранившаяся береговая линия прослеживается на глубине 80-100 м. Она фиксирует стояние уровня моря в позднем плейстоцене во время последнего оледенения. Затем 16-17 тыс. лет назад в связи с таянием ледников началась трансгрессия, и уровень морей и океанов вновь начал подниматься, вследствие чего многие формы рельефа оказались под водой. Во многих морях на глубинах от 180 до 250 м прослеживаются более древние береговые линии, связанные, возможно, со среднеплейстоценовыми оледенениями
(Г. Б. Удинцев, О. К. Леонтьев и др.). К морским формам рельефа относятся бары — крупные
подводные валы (см. гл. 7). Для образования баров необходимы достаточное
количество рыхлого материала и неровности морского дна: флексуры тектонические уступы, антиклинали (см. рис. 7.4). Бары протягиваются на сотни километров. Их высота — десятки, а ширина — сотни метров. Они сложены хорошо отсортированным песком, обладающим высокими коллекторскими свойствами. Поэтому изучение баров имеет большое значение для поисков нефтяных структур. Ледниковый тип. В настоящее время шельфы Антарктиды и Гренландии перекрыты ледниками, некоторые из них выдвигаются в море более чем на 500 км. Под шельфовыми ледниками идет сброс обломочного моренного материала. Кроме того, моренный материал сбрасывается айсбергами, разносящими его иногда на большие расстояния от края ледников. В эпохи прежних оледенений шельфы северных морей были покрыты мощными (до 1-2 км) ледниками. После их таяния образовался аккумулятивный грядовый и холмисто-западинный рельеф, в настоящее время затопленный. В Баренцевом и Норвежском морях сохранились холмы и гряды стадиальных, конечных, боковых морен, относящихся к поздне- и среднеплейстоценовым оледенениям. Их высота — от 20-30 до 70-80 м, а длина достигает несколько километров. В настоящее время они облекаются голоценовыми морскими
осадками.
Экзарационный рельеф представлен крупными фьордами (см. гл. 7), протягивающимися из береговой зоны. Они широко развиты на Скандинавском, Балтийском, Гренландском и многих других северных шельфах, а также в Антарктике. Крупнейший затопленный трог — желоб Св. Лаврентия в Северной Америке — имеет длину более 500 км. Многие троги приурочены к крупным поперечным разломам. Криогенный тип рельефа развит на шельфах северных морей. Это
разнообразные понижения, возможно термокарстовые воронки или алласы, а также холмы — гидролакколиты, перекрытые морскими осадками.
Аллювиальный рельеф представлен речной сетью, образовавшейся до начала последней трансгрессии. По глубине ее нахождения можно судить об амплитуде новейшего погружения, выделить области, отличающиеся по интенсивности прогибания. Почти все реки, впадающие в моря и океаны, имеют подводное продолжение. Длина затопленных долин достигает нескольких сот километров. Так, Эльба прослеживается на 500 км подводами Северного моря и оканчивается на глубине 80 м. Рейн протягивается на 720 км и заканчивается на глубине 90 м. Палеорусла Оби, Енисея еще более длинные (рис. 17.4), однако глубина их затопленных устьев — всего 35-50 м.
Подводные долины заполнены аллювием, в них выделяются пойма, прирусловые валы, террасы. Некоторые крупные подводные русла переходят в каньоны, прорезающие континентальный склон
Прямолинейность многих затопленных русел свидетельствует о приуроченности их к зонамразрывов. Детали строения эрозионной сети, как и на суше, контролируются локальными тектоническими структурами. Так на шельфе Карского моря, по данным А. Н. Ласточкина, неотектонические поднятия дна формируют радиальный рисунок гидросети, а более крупные затопленные долины обтекают поднятия. Восстановление затопленной речной сети важно, т. к. с
аллювием связаны промышленные залежи нефти и газа; в затопленных долинах на шельфах Канады, Аляски, Индонезии известны россыпи золота.
Эоловый рельеф развит на шельфе аридных областей, в частности Африки. Это затопленные морем песчаные гряды, дюны, дефляционные котловины, находящиеся на разной глубине.
Биогенный рельеф. Типично шельфовые аккумулятивные формы рельефа представлены различными постройками, формируемыми бентосными организмами — кораллово-водорослевыми и раковинными. К первым относятся рифы, развитые на шельфах тропических морей. Это береговые или окаймляющие, внутрилагунные, барьерные рифы. Последние достигают многих сотен метров в высоту, т. к. растут на опускающейся бровке шельфа. Известным примером является Большой Барьерный риф на восточном шельфе Австралии, имеющий форму гряды, протягивающейся более чем на 2000 км. Раковинный тип построек представлен банками — отмелями, развитыми во внутренних частях шельфов.
Тектонический рельеф. Новейшие тектонические структуры имеют прямое отражение в рельефе шельфа. Крупные подводные возвышенности или локальные поднятия, выступы дна, валы представляют положительные структуры. Со многими локальными поднятиями связаны месторождения нефти на шельфах Северного, Баренцева, Охотского и других морей. Отрицательные формы выражены впадинами, а разломы — желобами, рвами, ложбинами, уступами, протягивающимися иногда с берега или параллельно ему на многие сотни километров. Развитие структурных форм создает расчлененный рельеф шельфа. Такой рельеф особенно характерен для шельфа Баренцева моря. К синклиналям приурочены заливы, вдающиеся в побережья, положительные структуры обусловливают развитие мелей, появление островов и полуостровов. По разрывам периферические участки шельфа опущены на различную глубину При этом образуются краевые ступенчатые плато. Так, у побережий Антарктиды, Австралии, Америки отдельные ступени шельфа опущены по разломам на глубину до 500-1000 м и глубже. На Лабрадорском шельфе верхняя его ступень находится на глубине 100 м, а нижняя — на глубине 400-800 м. Формы соляной тектоники в рельефе дна выражены холмами, реже — валами. В Персидском заливе более 100 соляных куполов образуют острова, возвышающиеся над дном на 60-70 м. Многие купола осложнены разрывами, дающими уступы на их склонах. В Мексиканском заливе известно около 160 куполов высотой 40 м. Есть они на шельфах Средиземного и Каспийского морей. Грязевой вулканизм широко развит на шельфах северной части Индийского океана, Атлантического у побережья Южной Америки, на Иранском, Пакистанском, Новозеландском шельфах. На шельфе Южного Каспия известно более 200 грязевых вулканов. Их образование связано с наличием мощных толщ глинистых, влагонасыщенных пород, содержащих углеводородные газы. При бурном выделении газов на дне образуются грязевые сопки, холмы, вулканы, имеющие форму конуса. Высота конусов — до нескольких десятков метров, а диаметр основания от нескольких десятков до 200-300 м. В Черном море высота конусов достигает 500-800 м, а диаметр основания — от 1 до 5-6 км. Многие грязевые вулканы расположены на сводах антиклинальных структур и являются их надежным индикатором.
