Факультет

Студентам

Посетителям

Доледниковый рельеф дна и история его развития

В течение мезо-кайнозойской истории, в том числе еще до ледникового периода, континентальные шельфы вследствие как глобальных, так и региональных колебаний уровня океана испытывали многократное осушение.

В эти эпохи изменялся базис эрозии, береговая линия перемещалась к внешнему краю шельфа, что, естественно, влекло за собой усиление денудационных процессов на обнаженных участках морского дна и надстраивание за счет аккумуляции осадков на погруженных участках. Дочетвертичные колебания уровня океана, по-видимому, были вызваны сильными поднятиями континентальных окраин во время глобальных геотектонических перестроек, изменением объема воды на планете при оледенении Антарктиды в неогене.

Детальное сейсмопрофилирование и морское бурение на антарктическом, восточно-американском, канадском, французском, североморском, норвежском шельфах, на североатлантических и северотихоокеанских абиссальных равнинах и краевых плато, в других областях дна океана позволяют достаточно обоснованно выделить резкие стратиграфические несогласия (перерывы) в мезо-кайнозойском осадочном чехле, которые обусловлены рядом крупных эрозионно-тектонических циклов развития континентальных окраин. Сопоставление топографии с геологической структурой позволяет выявить унаследованность одних элементов рельефа или наложенный характер других и ориентировочно определить время их образования. Сложные контуры рельефа дочетвертичной поверхности континентальной окраины предопределили унаследованный характер формирования крупных систем шельфовых долин в плейстоцене.

Сложность и контрастность рельефа полярных — североатлантических и антарктических — шельфов по сравнению с шельфами внеледниковых областей еще в начале века были отмечены Ф. Нансеном (1938), а затем, в 30—40-х годах, — Ф. Шепардом (1976), У. Хольтедалем (1957), Д. Г. Пановым (1963). Они первыми ограничили общую площадь гляциальных шельфов, включающих в себя поверхность дна внутренних морей (Белое, Балтийское, Северное, Ирландское) и заливов (Гудзонов, Св. Лаврентия, Мэн). Были выделены и отражены на морских картах специфические черты строения шельфов, в частности асимметричные банки, системы глубоких желобов, общая погруженность поверхности дна до абсолютных отметок 150—300 м и более. В результате этих работ была выдвинута гипотеза о субаэральных этапах развития шельфа при значительно более высоком, чем ныне (на 500 м), гипсометрическом положении поверхности дна. В дальнейшем в трудах многих исследователей были высказаны общие соображения о затоплении на шельфе реликтовых форм рельефа, в частности эрозионной (речной) сети, а также структурно-денудационных элементов рельефа древней суши. За последнее десятилетие гипотеза о дочетвертичном субаэральном развитии крупных форм топографической поверхности шельфа получила подтверждение в ходе конкретных геолого-геоморфологических исследований, включая бурение морского дна.

Куэстовый рельеф морского дна, внутришельфовые куэсты, высота которых изменяется от десятков до нескольких сот метров, почти сплошной полосой протянулись более чем на 30 тыс. км вдоль подводного геологического контакта щит — плита. Куэстовые гряды и уступы свидетельствуют о дочетвертичных циклах континентальной денудации, и прежде всего об интенсивной речной деятельности. По масштабу геоморфологического проявления в современной топографии дна подводная система внутришельфовых куэст представляется самым крупным образованием среди областей моноклинальной структуры земной поверхности.

В строении подводных куэст принимают участие в основном мезозойские и отчасти палеозойские породы. Куэсты на гренландском шельфе образованы породами мелового, а местами юрского возраста. На крайнем юге, в районе мыса Фарвель, на узком, всего 50 км, шельфе куэстовый рельеф почти не выражен, так как осадочные пласты залегают практически горизонтально. На куэстовых уступах лабрадорского и новошотландского шельфов, судя по материалам драгировок и бурения дна, обнажаются известняки, песчаники и глинистые сланцы мелового и палеогенового возрастов. В основании наиболее высоких уступов местами, вероятно, залегают юрские и палеозойские осадочные породы. В пределах новошотландского шельфа куэсты сформированы главным образом меловыми известняками.

В целом для субполярного и полярного шельфов характерна главная мезозойская куэста, выраженная в рельефе дна моноклинальными возвышенностями и плато. Очевидно, куэста образована твердыми, медленно разрушающимися известняками, песчаниками и эффузивными породами, имеющими возрастной интервал от юры до раннего палеогена. Преобладают куэсты, сложенные породами мелового возраста. Местами прослеживаются несколько рядов (2—3) куэстовых гряд. Полоса Главной куэсты начинается меловыми уступами на острове Лонг-Айленд, в пределах прибрежной равнины США, которые погружаются под уровень моря южнее мыса Кейп-Код и продолжаются в виде меловых уступов северного склона банки Джорджес-Банк и меловых куэст новошотландского шельфа. Южнее острова Кейп-Бретон, на широкой центральной части шельфа, выделяются до двух раннемеловых куэст (банки Кансо, Мидл, Мизен), пересеченных густой дренажной сетью. Фрагменты двух систем позднемезозойских куэстовых гряд видны на западе Большой Ньюфаундлендской равнины. Далее, вдоль восточноканадского, гренландского, норвежского шельфов Главная куэста сопряжена с системой краевых желобов. На основе геолого-геофизических данных можно предположить, что куэстовые уступы Мурманской, Нордкинской, Копытова банок также образованы меловыми породами.

Более древние палеозойские куэсты характерны для дна внутриплатформенных Балтийского и Баренцева морей, а также заливов Гудзонова и Св. Лаврентия. Так, например, в Балтийском море хорошо известный ордовикский Глинт, расположенный наиболее близко к Балтийскому щиту и соответствующий выходам устойчивых известняков ордовика, четко прослеживается на морском дне. Остров Готланд в этом же море представляет собой часть другой куэсты, связанной с обнажениями устойчивых силурийских пород. В систему палеозойских куэст, очевидно, входит 100-метровый (карбоновый) уступ на плато Рыбачье у берегов Кольского полуострова. На севере залива Св. Лаврентия, вблизи Лаврентьевского кристаллического щита, находится пластовая возвышенность Антикости, сложенная моноклинально залегающими пластами силурийских и ордовикских пород. Карбоновыми денудационными останцами являются небольшие плато Розбланш и Баргео к югу от Ньюфаундленда. На юге Гудзонова залива прослеживается куэстовый рельеф, с которым связана линейная вытянутость большинства прибрежных островных архипелагов. Формирование куэстового рельефа связано с разрушением протерозойских осадочных пород, располагающихся на архейском кристаллическом фундаменте и перекрытых базальтовыми покровами. Таким образом, вследствие чередования литологически неоднородных, моноклинально падающих пластов мезозойская (меловая) поверхность была осложнена куэстообразными уступами.

Возвышенности и плато почти на всем протяжении антарктического, североатлантического, североевропейского и других полярных шельфов отделяются друг от друга субпараллельными поперечными желобами. Материалы сейсмопрофилирования и бурения дна подтвердили существовавшее ранее предположение о том, что все желоба наследуют дочетвертичную речную сеть. Геологические факты свидетельствуют о глубоком (на 200—500 м) врезании узких эрозионных долин в меловые породы внешнего шельфа. Видимо, развитие внутришельфовых куэст началось именно в результате достаточно глубокого врезания в исходную мезозойскую поверхность первичных речных долин, которые стали служить местным базисом денудации.

В качестве примера можно отметить крупную реку, которая протекала вдоль куэстового уступа банки Сейбл. Она прорезала Главную меловую куэсту новошотландского шельфа и впадала в каньон Галли на материковом склоне. На большой Ньюфаундлендской равнине магистральные долины, например Даунинг, ориентированы вдоль уступов куэст в соответствии с пологим залеганием мезозойских пород. В плиоцене на дне Балтийского моря крупная река протекала вдоль Карбонового плато и Глипта, затем вдоль куэст на дне в направлении пролива Каттегат.

Изучение врезанных в поверхность шельфа и ныне затопленных речных долин, как и переуглублений в долинах суши, необходимо для решения такой важной проблемы флювиальной геоморфологии, как формирование продольного профиля реки при изменении базиса эрозии. Во время падения уровня Северного моря все крупные речные системы современной окружающей суши устремлялись на равнины шельфа. Вероятно, такие реки, как Эльба, Везер, Рейн, сливались в южной части Северного моря в единую магистраль, которая направлялась в сторону Норвежского моря. Об этапах развития древней североморской речной системы можно судить по эрозионным перерывам между нижней и средней юрой, на границе юры и мела, в верхнем мелу и позднем эоцене, в середине плиоцена — эоплейстоцене, установленных бурением. В Ла-Манше и на Кельтской равнине доледниковая речная сеть в условиях понижения базиса эрозии минимум на 150—250 м была направлена в зону материкового склона к каньонам Блэкмуд и др.

В устье практически всех поперечных желобов наблюдаются выступы шельфа с дельтовым типом строения кайнозойских осадочных слоев. Местоположение речных долин контролировалось в основном структурно-литологическими условиями и нередко тектоническими линиями. Например, желоб Ингедьюпет на северонорвежском шельфе предопределен крупным грабеном. Погребенные русла прарек Гаронны, Жиронды, Шаронты, Лауры на армориканском и аквитанском шельфах приурочены к грабенам в кровле мезо-кайнозойских отложении или к синклиналям. Необычно густая сеть (более 50) консеквентных рек на исландском островном шельфе, очевидно, контролировалась радиальной системой разломов и трещин.

Каждая дренажная система пластовых и базальтовых равнин имела наряду со многими мелкими два главных субсеквентных притока. В целом развитие долин было циклическим. Эпохи эрозионного врезания долин сменялись эпохами их частичного или полного заполнения палеогеновыми, неогеновыми и четвертичными отложениями. Так, погребенная меловая и послемеловая разветвленная речная система находится на шельфе у южных берегов Новой Англии и на Большой Ньюфаундлендской банке. Вообще, судя по глубине погребенных русел дочетвертичных эрозионных долин, амплитуда вертикальных движений на северо-атлантическом и баренцевоморском шельфах по отношению к общему базису эрозии составляла 150—500 м, а местами 800 м.

Результаты геолого-геофизических работ свидетельствуют о том, что области обширных подводных равнин Медвежинской, Гудзона, Кабота и многих других неоднократно подвергались субаэральной эрозии. В частности, через желоб Кабота происходил речной сток в океан с огромной территории бассейнов Великих озер и реки Св. Лаврентия. Сейсмопрофилированием на дне желоба выявлена древняя густая эрозионная сеть, врезанная в породы карбонового и мелового возрастов. У края шельфа, в самом устье древней реки Св. Лаврентия, погребена каньонообразная долина, связанная с грабеном Орфей. Сравнительно глубокие (медового возраста) врезы (до 150 м) в желобе Кабота выполнены третичными отложениями. Более молодые (плиоценовые) погребенные врезы в устье желоба развиты в палеогеновых и миоценовых породах.

Стало очевидным предположение Ф. Нансена (1938), М. В. Кленовой (I960) и других о существовании на баренцевоморском шельфе разветвленной дочетвертичной речной сети. В результате процессов денудации на рубеже мела и палеогена и в плиоцене вдоль западной окраины Баренцева моря сформировался мощный осадочный клин с двумя характерными дельтами и конусами выноса Медвежинской и Зюйдканской речных систем. Денудационный срез в центральной области шельфа обнажил на современной поверхности дна моря толщи древних палеозойских и раннемезозойских пород. Сейчас трудно сказать, соединялась ли погребенная среднеплиоценовая и эоплейстоценовая гидрографические сети (врезы до 100—200 м) на севере Печорской низменности с Медвежинской речной системой. Однако ясно, что выраженная в топографии дна система ложбин, вытянутых вдоль оси Медвежинской равнины, не совпадает с руслом дочетвертичной реки. Древняя долина располагалась на несколько десятков километров южнее, вдоль линии крупных, видимо верхнемеловых и третичных, сбросовых нарушений. Русло этой реки находилось в грабенообразном желобе между Демидовской и Центральной возвышенностями, у подошвы уступов на севере плато Копытова и Нордкинского, в грабенообразной долине Персея на материковом склоне.

О древних этапах рельефообразования на подводных окраинах материков и абиссальных равнинах свидетельствуют резкие стратиграфические несогласия в мезо-кайнозойском осадочном чехле, выделенные по материалам морского бурения и сейсмопрофилирования дна. Поверхности несогласий, на которых сохранились фрагменты дочетвертичного рельефа шельфа, материкового склона и подножия, были обусловлены крупными эрозионно-тектоническими циклами развития дна океана. Следует рассмотреть более конкретно на примере подводной окраины материков Северной Америки и Европы историю развития структурного рельефа дна, направление его эволюции.

Для изучения современных структур дна океанов представляют большой интерес сведения о колебаниях уровня начиная с юры, так как по существу они определили последовательность осадочных слоев на континентальных окраинах. Во время регрессий в результате эрозии образуются перерывы в осадконакоплении.

Крупнейшие события в геоморфологической истории восточноамериканской и европейской континентальных окраин запечатлены в ряде общих стратиграфических несогласий, относящихся к концу юры — раннему мелу, концу мела — палеоцену (местами до середины эоцена), верхнему плиоцену — эоплейстоцену и плейстоцену. Выделяются, кроме того, несколько региональных несогласий, которые, например, характерны для позднего эоцена на новошотландском и аквитанском шельфах, а также для олигоцена — раннего миоцена на новоанглийском, армориканском шельфах и Большой Ньюфаундлендской банке. Самый глубокий перерыв на лабрадорском материковом склоне и подножии интерпретируется как раннемеловая поверхность несогласия. Эрозионные циклы предопределяются и совпадают по времени с тектоническими, поэтому в целом стратиграфические несогласия отражают основные эрозионно-тектонические циклы развития континентальной окраины. Каждый из циклов, несмотря на неравнозначные продолжительность и величину регионального базиса эрозия, характеризовался общим восходящим развитием континентальной окраины, значительными тектоническими и геоморфологическими перестройками ее поверхности, крупными регрессиями и перерывами в осадконакоплении. История мезо-кайнозойского осадконакопления определялась сочетанием тектонических и климатических факторов.

Анализ материалов глубоководного бурения и сейсмопрофилирования дает основание представить некоторые общие черты стратиграфии и литологического состава осадочного разреза аккумулятивных равнин материкового подножия. Естественно, состав, возраст и корреляция в пространстве осадочных (отражающих) слоев во многом еще не ясны. В строении осадочного покрова можно наметить такие более или менее общие перерывы, как нижний (конец мела — эоцен), средний (олигоцен — ранний плиоцен) и верхний (плиоцен-плейстоценовый), соответствующие различным режимам осадконакопления. Горизонты отделяются стратиграфическими и местами угловыми несогласиями, обычно фиксирующимися на непрерывных сейсмических профилях. Предлагаемая трехъярусная схема строения осадочного чехла не является универсальной для каждого в отдельности участка материкового подножия, но она в определенной мере отражает общие крупные циклы эрозии и накопления осадков на всей континентальной окраине.

В мелу и кайнозое наращивание осадочного клина континентальной окраины, происходившее путем надстраивания и причленения осадочных пластов, привело к выдвижению многих материковых склонов на десятки километров в сторону океана. На отдельных участках дна Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна не исключено залегание передовых слоев осадочного клина континентальной окраины прямо на коре океанического типа с полосовыми магнитными аномалиями.

Многие крупные геотектонические элементы континентальной окраины в изучаемом регионе, например характерная система грабенообразных прогибов, средний структурный ярус платформенного чехла, образовались в конце триаса — середине мела, т. е. 200—100 млн. лет назад. Но возникновение и выработка важнейших морфоструктурных контуров континентальной окраины, по нашему мнению, были связаны с эрозионно-тектоническим циклом в конце мела — раннем палеогене. В течение этого времени мезозойская (меловая) поверхность выравнивания, послужившая исходным уровнем для современных крупных форм рельефа континентальной окраины, испытала общее поднятие и резкий перекос в направлении молодых впадин океана. Это повлекло за собой воздымание и выход шельфа из-под уровня моря и предопределило глубокое эрозионное расчленение всей поверхности меловых пород. В процессе растяжения материковой земной коры стал формироваться грандиозный моноклинальный перегиб (или «континентальная флексура» в понимании Ж. Буркара (1953), местами осложненная сбросами), выразившийся в морфологии дна зоной материкового склона. Он разделил мезозойскую платформенную равнину на два гипсометрических и геоморфологических уровня — шельф и материковое подножие. Дробление Североамериканской и Европейской платформ сопровождалось обширными излияниями базальтовых лав так называемой «провинции Туле», а также отделением и обрушением крупных краевых континентальных блоков в зоне материкового подножия.

В конце мела — раннем палеогене в зависимости от режима восходящих тектонических движений региональный базис эрозии понижался на 400—800 м и более. Моноклинально и горизонтально залегающие мезозойские, а местами и палеозойские осадочные пласты внешнего шельфа были подвергнуты интенсивному глубокому расчленению субсеквентной и консеквентной эрозионной сетью. В результате в течение мела и палеоцена заложился характерный рельеф меловых, местами ордовикских, силурийских и юрских куэстовых гряд и уступов, структурных плато, моноклинальных и структурно-денудационных возвышенностей.

Начиная с позднего мела на абиссальных равнинах Северной Атлантики накапливалось огромное количество обломочного материала. С континентальной денудацией шельфа в зоне материкового склона была сопряжена сильная линейная эрозия, которая способствовала развитию подводных ущелий и каньонов вдоль тектонических нарушений на сбросовых и структурных уступах. Продукты континентальной денудации накапливались в виде обширных Медвежинского, Зюйдканского, Североморского, Кабота, Гудзонова конусов выноса на материковом подножии в абиссальных равнинах. Наряду с аккумулятивным выравниванием глубоководные равнины подвергались линейной эрозии. Так, вероятно, с верхнемеловым — палеоценовым циклом континентальной эрозии связано долинное расчленение, погребенное в нижней части в осадочном чехле желобов Поркьюпайп и Роколл. Результаты глубоководного бурения показывают, что начиная с верхнего мела во время всех эрозионно-тектонических циклов общим механизмом формирования рельефа и осадочного покрова глубоководных равнин являлись суспензионные (мутьевые) потоки.

В эпохи трансгрессий при нисходящих движениях континентальной окраины происходила затопление и консервация долин, формирование на шельфе и материковом склоне перекрывающих осадочных пластов. В этих условиях на материковом подножии и абиссальных равнинах резко сокращались скорости терригенного накопления осадков, и отмечались эрозионные перерывы в среднем эоцене — раннем олигоцене, миоцене — среднем плиоцене и в межледниковые эпохи плейстоцена. Перерывам в осадконакоплении на многих участках дна способствовало установление глубоководной циркуляции холодных полярных вод в олигоцене — среднем миоцене. Таким образом, смена циклов расчленения и фаз выравнивания дна указывает на ритмичность хода развития рельефа континентальной окраины в мезо-кайнозое. В позднем миоцене Северная Атлантика и Норвежско-Гренландский бассейн характеризовались формой, размерами и глубиной, близкими к современным.

Верхний (местами средний) плиоценовый цикл эрозии, совпавший с неотектоническим этапом, был временем дальнейшего формирования структурно-эрозионных элементов континентальной окраины. Общее поднятие Пластовых, аккумулятивных и цокольных равнин шельфа, сопровождавшееся обновлением и перестройками морфоструктуры и гидрографической сети дна, привело к резкому (в среднем на 150—400 м) снижению регионального базиса эрозии. В этих условиях на континентальной окраине возобновилась линейная флювиальная эрозия. На шельфе речные долины, наследуя в основном древнее расчленение, углубились на несколько сот метров и местами достигли поверхности меловых пород. С плиоценовой фазой эпиплатформенного орогенеза на североатлантическом и арктическом побережьях было связано возрождение высоких глыбовых нагорий. Они послужили орографической предпосылкой материкового оледенения в плейстоцене. С прогрессирующим похолоданием начиная с миоцена связано накопление кремнистых илов и древних айсберговых осадков на абиссальных равнинах океана в полярных и умеренных широтах.

Таким образом, древним материковым оледенением на североамериканской и европейской континентальных окраинах, как и в Антарктиде, предшествовал ряд эрозионно-тектонических циклов развития, в течение которых на шельфе возникли моноклинальные и структурно-денудационные возвышенности, структурные плато, характерный куэстовый тип рельефа дна, а на материковом склоне были заложены сети подводных каньонов и ущелий. Возник тот геоморфологический фон, на котором развивалось в дальнейшем оледенение дна океана. По масштабу проявления в топографии шельфа сложные системы внутришельфовых куэст, субсеквентных и консеквентных речных долин представляются наиболее грандиозными дочетвертичными образованиями моноклинальной структуры земной поверхности. Рельефообразующие факторы на континентальной окраине, несомненно, были сопряжены и контролировались глобальным эндогенным процессом, в ходе которого создавались крупнейшие морфоструктурные элементы литосферы.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: