Структурный рельеф континентальных окраин обусловлен главным образом эндогенными процессами.
Естественно, что он несет на себе следы и экзогенной обработки. Структурный рельеф, осложняющий планетарные морфоструктуры, достаточно многообразен и сложен, что может свидетельствовать о формировании их облика различными силами. Рассмотрим более детально особенности строения и природы крупных морфологических структур шельфа, материкового склона и подножия в областях океанов, подвергавшихся воздействию или находившихся под влиянием древнего оледенения.
Вначале охарактеризуем континентальные шельфы. В большинстве случаев к древним глыбовым горам побережий Евразии, Америки и Антарктиды примыкают узкие цокольные (денудационные) равнины, сформированные на поверхности докембрийских щитов и палеозойских складчатых структур. Затопленные цоколи со стороны суши ограничены 200—1000-метровыми береговыми откосами и уступами, с внешней стороны — 100—150-метровыми уступами краевых желобов. Глубины моря над прибрежными равнинами достигают 100—300 м. Структурно-геоморфологические особенности цокольных равнин предопределяются главным образом новейшей разрывной тектоникой. Ее деятельность отражена в низких (100—400 м) глыбовых возвышенностях и скальных грядах, широких блоковых массивах, сочетающихся с системой грабенообразных долин. Для прибрежной полосы внутреннего шельфа характерны скалы с относительной высотой 15—50 м.
На внешнем шельфе в отличие от прибрежных цокольных равнин распространены обширные пластовые и аккумулятивные равнины. Чередуясь между собой, равнины обрамляют полосой в 40—400 км щиты и складчатые сооружения. Аккумулятивные равнины, занимающие самые большие пространства шельфа, сформировались вдоль глубоких (5—10 км), длительно развивающихся тектонических впадин. Простираются такие равнины на многие сотни километров. Среди аккумулятивных равнин на глядиальных шельфах наиболее типичны суббатиальные равнины с глубинами 300—700 м. Классическими примерами их в Северной Атлантике и морях Северного Ледовитого океана могут быть желоба Центральный, Медвежинский, Хельгеланский, Кангердлугссуак, Диско, Гудзон, Авалонский, Кабота. Эти равнины расположены поперек простирания шельфа и находятся на наиболее низком гипсометрическом уровне. Более высокое гипсометрическое положение (глубина дна до 100—150 м) на шельфе занимают неритические аккумулятивные равнины (Карская, Печороморская, Нидерландская, Шотландская, Аквитанская, Магдалена, Атлантическая береговая), являющиеся подводным продолжением низменностей суши. Несколько обособленно по отношению к морфотектоническому плану побережья находится мелководная равнина на месте погребенных рифтогенных впадин Большой Нью-фаундлендской банки.
Пластовые равнины следует считать самыми характерными формами рельефа среди крупных морфоструктур внешнего шельфа. Повсеместно они примыкают к подводным цокольным равнинам. В строении пластовых равнин отменен ряд определяющих их облик особенностей. Все равнины длительное время развивались на. месте глубоких (5—8 км) кулисообразных грабенов и других тектонических впадин, например Уэл, Жанна Д’Арк на Большой Ньюфаундлендской банке, Викинг, Хельгеланской у берегов Норвегии. Сложены пластовые равнины горизонтально залегающими или моноклинально падающими слоями литифицированных осадочных пород мезокайнозойского возраста. Слабый наклон осадочных пластов в направлении океана способствовал развитию моноклинальных возвышенностей и структурных плато, обычно отражающих особенности строения только верхнего структурного этажа.
Моноклинальные возвышенности — наиболее характерные образования в пределах пластовых равнин. К ним следует отнести банки внешнего шельфа (Джорджес-Банк, Сейбл, Саглик, Лилли-Хеллефиске, Гамильтон, Грейт-Фишер, Берген, Викинг, Копытова, Нордкинская, Мурманская, Исфьорд, Хорнсун и др.), у которых падение слоев осадочных пород и наклон топографической поверхности имеют одно общее морское направление. Глубины над этими крупными (100—200 км) банками постепенно увеличиваются от 30—100 до 150—230 м и более. Все возвышенности со стороны берега ограничены ступенями и крутыми уступами куэстового типа.
Структурные, или ступенчатые, плато, чередующиеся с отдельными куэстовыми грядами, приурочены к узким (20—80 км), относительно приподнятым участкам пластовых равнин. Плато расчленяются густой сетью консеквентных долин и сложены субгоризонтально залегающими пластами мезо-кайнозойских осадочных пород. Среди них имеются твердые, видимо верхнемезозойские, слон, бронирующие плато. Глубины над их столовыми вершинами увеличиваются в направлении моря от 20—70 до 100—200 м. Обрывистые склоны плато достигают высоты 150—500 м и нередко тектонически предопределены. Цепь мелководных структурных плато (Моллера, Гусиное, Северо-Канинское, Южно-Канинское), находящихся на юго-востоке Баренцева моря, ограничиваются глубинными разломами северо-восточного простирания.
Среди обширных гетерогенных Баренцевоморской, Североморской, Средненорвежской, Большой Ньюфаундлендской платформенных равнин довольно характерны структурно-денудационные возвышенности с глубинами над ними от 50 до 350 м. Это крупные (до 200—400 км) пологосклонные (20—40) поднятия (Медвежинско-Надеждинская, Демидовская, Центральная, Персея, Хальтен-банкен, Доггер-банка, Северная Ньюфаундлендская, Белл-Айл, Юго-Восточное мелководье), возвышающиеся на 100—400 м относительно окружающих пространств шельфа. Почти все возвышенности в той или иной степени отражают крупные выступы платформенного фундамента типа горстов или антиклиз, скрытых под осадочным чехлом менее чем на 0,5—2,0 км. Не исключено, что отдельные мелководные (30—100 м) скальные вершины банок являются выходами кристаллических и метаморфических пород. Например, на Большой Ньюфаундлендской банке скалы Верджи с глубинами 20—50 м представляют собой обнажения докембрийского фундамента, а скалы Истерн-Шол — останцы юрских и меловых пород.
Близость к поверхности дна платформенного фундамента обусловила глыбово-блоковый характер морфотектоники структурно-денудационных возвышенностей. Так, Центральная возвышенность Баренцева моря состоит из крупных блоков, ограниченных разломами северо-восточного простирания на поверхности приподнятого (глубины 80—120 м) западного блока фундамент приближается к уровню дна, а в уступах обнажаются палеозойские и нижнемезозойские осадочные породы. Региональные разломы северо-западного направления обусловливают блоковую морфоструктуру Медвежинско-Надеждинской возвышенности. Цепь возвышенностей вдоль центральной части баренцевоморского шельфа разделяется типично грабенообразными субширотными желобами с глубинами 300—400 м. На юго-востоке Большой Ньюфаундлендской равнины с блоковой тектоникой связана полоса мелководных (25—50 м) банок Касон, Юго-Восточное мелководье, Тэйл.
Для морфотектоники баренцевоморского шельфа большое значение имеют диагональные разломы-линеаменты, ограничивающие обширные геоморфологические провинции. Крупнейшая зона, вероятно, верхнемеловых и палеогеновых сбросов характерна для юго-западной части дна Баренцева моря. Сбросы простираются на несколько сот 10 до 20 км. На внешнем шельфе акустический (базальтовый) фундамент плавно погружается под тонкий (200—800 м и более) покров вулканогенно-осадочных и осадочных пород, залегающих субгоризонтально или моноклинально. В указанных геологических условиях получили развитие довольно глубокое консеквентное расчленение и резко выраженная ступенчатость базальтовых равнин, вероятно обусловленные чередованием более прочных покровов лав и легко разрушающихся эрозией туфов. Почти на всем протяжении внешнего шельфа развиты типично структурные плато (40X60 км) и моноклинальные возвышенности (60X120 км), достигающие относительной высоты 100—300 м. Описанный структурно-эрозионный рельеф дна создавался, видимо, в обстановке новейших (плиоцен) сводово-глыбовых поднятий островных окраин Исландии и Фарер.
Следует особо подчеркнуть, что такие крупные морфоструктурные элементы, как плато и возвышенности, не встречаются во внеледниковых областях шельфов океана. Мы видим, что такие формы структурно-денудационного рельефа являются специфической особенностью гляциальных шельфов. В совокупности они образуют куэстовый тип рельефа дна. Внутришельфовые куэсты, высота которых изменяется от десятков до нескольких сот метров, почти сплошной полосой протянулись вдоль геологического контакта щит-плита.
Переходя к анализу структуры материковых склонов и подножий, отметим, что они сильно отличаются друг от друга в зависимости от геологического происхождения. Для материкового склона в целом характерны четыре основных типа морфоструктур: моноклинально-пластовые, структурные, аккумулятивные и сбросовые склоны.
Структурные и моноклинально-пластовые материковые склоны занимают господствующее положение в зоне материкового склона. Сменяясь по простиранию, эти склоны обрамляют пластовые равнины шельфа. Структурные склоны, имеющие обычно ступенчатый поперечный профиль, выделяются относительно крутыми (4—10°) и прямолинейными уступами высотой 1,0—2,5 км. В стенках уступов обнажаются неогеновые, палеогеновые и местами меловые породы. Структурные склоны в таких районах, как Новая Шотландия, Северный Лабрадор, Аквитания, Гебриды, Юго-Западная Норвегия, Шпицберген и другие, расчленяются обычно глубокими долинами. Структурные склоны и
склоны моноклинально-пластового строения точнее всего могут быть определены как континентальная геофлексура. По существу эти склоны являются геоморфологическим выражением гигантского флексурообразного изгиба платформенного чехла. Местами флексура замещается серией разрывов или нарушается крупными региональными разломами, которые контролируют наиболее крутые структурные уступы, а также отдельные пологие сбросовые уступы.
Склоны моноклинально-пластового строения характеризуются более пологой (2—5°) топографической поверхностью, которая соответствует моноклинальному залеганию кайнозойских осадочных слоев. Судя по особенностям наслоения осадков и стратиграфическому несогласию, материковый склон в районах к северо-востоку от Ньюфаундленда, Южного Лабрадора, Западной и Юго-Восточной Гренландия, вдоль баренцевоморской окраины, а также исландский островной склон формировались в результате нескольких циклов последовательного наращивания (проградации) осадочного чехла в сторону океана. В фазы регрессий моря происходило в основном «пристраивание» осадков с фронтальной части платформенного чехла, тогда как в фазы трансгрессии шло «надстраивание» осадочного покрова сверху. Важно отметить, что неровная дочетвертичная поверхность склона повсеместно снивелирована рыхлыми плейстоценовыми осадками мощностью 50— 200 м.
Среди морфоструктурных типов материкового склона наиболее контрастной батиметрией и сложным рельефом отличаются узкие сбросовые склоны в районах Северо-Западной Норвегии, полуострова Бретань, Южной Гренландии, Центрального Лабрадора, к юго-востоку от Большой Ньюфаундлендской банки, местами на антарктическом материковом склоне. О структурно-тектонической предопределенности этих 200—300-километровых отрезков склона свидетельствуют геоморфологические и геофизические признаки. В поперечном профиле сбросовые склоны представляют собой типичные уступы, крутизна которых достигает 15—40°, высота — 1—3 км. В строении склонов принимают участие поперечные глыбовые хребты, разделенные глубокими грабенообразными долинами тина теснин, ущелий и каньонов. В обрывистых стенках долин обычно обнажаются кайнозойские, а также мезозойские породы, изученные драгированием и сейсмопрофилированием дна. В наиболее крутых уступах южногренландского и лофотенского материковых склонов обнажаются кристаллические породы докембрийского фундамента. По всей вероятности, образование сбросовых (тектонических) склонов было связано с резкими разнонаправленными вертикальными движениями в пределах континентальной окраины, создавшими глыбово-блоковую раздробленность платформенного фундамента и осадочного чехла.
Аккумулятивные материковые склоны генетически взаимосвязаны с суббатиальными аккумулятивными равнинами, развивающимися на месте тектонических прогибов шельфа. В рельефе дна аккумулятивные склоны выражаются пологонаклонными (1—2°) равнинами и низкими (0,5—1,0 км) откосами. Слагающие их слои плейстоценовых, неогеновых и палеогеновых пород почти не затронуты тектоническими деформациями. По своей природе аккумулятивные склоны (в изучаемом регионе) представляют собой нередко фронтальную часть огромных дельтовых образований, созданных дочетвертичными речными системами, которые пересекают шельф.
Аккумулятивным равнинам материкового подножия в «рельефе фундамента» соответствуют огромные асимметричные предматериковые прогибы, заполненные меловыми и кайнозойскими отложениями. Исходя из геоморфологических особенностей дна и строения предматериковых прогибов, следует различать два морфоструктурных типа аккумулятивных равнин. Первый, наиболее широко распространенный тип включает в себя пологие (0,5—1,0°) равнины материкового подножия, находящиеся на месте глубоких (4—10 км) предматериковых прогибов. Ко второму типу относятся субгоризонтальные (5—20 км) аккумулятивные равнины, располагающиеся вдоль подошвы сбросовых уступов материкового склона. В рельефе «акустического фундамента» им соответствуют относительно неглубокие (2—4 км) тектонические прогибы.
Таким образом, из всего разнообразия типов материковых склонов и материковых подножий ясно, что в формировании их облика ведущую роль играли тектонические процессы, а литологические особенности осадочного чехла континентальных окраин принимали пассивное участие. По существу они развивались в условиях постоянно погружавшихся окраин, на которых накапливались мощные толщи осадков. По всей вероятности, развитие морфоструктурного плана шельфа, склона и подножия происходило сопряженно и контролировалось общим эндогенным процессом глобального масштаба, в ходе которого формировались срединно-океанические хребты и другие крупнейшие
планетарные морфоструктурные элементы земной поверхности. Разумеется, прежде чем приступить к исследованию глубины и степени суммарного воздействия древнего материкового оледенения на доледниковую поверхность подводных окраин материков, ложе океана, срединно-океанических хребтов, необходимо знать не только современные структурно-геоморфологические особенности дна океана, по и восстановить элементы доледникового погребенного и реликтового рельефа.