1 См. Образование подобных форм в субаэральных условиях в гл. 4.

денудационные (также реликтовые) формы рельефа, образовав­шиеся в результате воздействия денудационных процессов на гео­логические структуры. Так, при моноклинальном залегании пород довольно часто формируется характерный грядовый рельеф, свя­занный с препарировкой прочных пород¹.

Наряду с реликтовыми субаэральными равнинами на шельфе встречаются абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенни береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными мор­скими осадками.

Поскольку равнины шельфа представляют собой преимуще­ственно затопленные равнины материковых платформ, крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Пониженные области шельфа часто соответствуют синеклизам, возвышенности — антеклизам. На шельфе нередко встречаются отдельные впадины, переуглублен­ные относительно соседних участков дна. В большинстве случаев это грабены, днища которых выстланы толщей современных мор­ских отложений. Таковы, например, Кандалакшская впадина Бе­лого моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину соседних участков, желоб Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и др.

Раньше считалось, что шельф заканчивается на глубине 200 м, где он сменяется материковым склоном. Современные исследова­ния показали, что трудно говорить о какой-то определенной глуби­не, до которой распространяется шельф. Граница между шельфом и материковым склоном морфологическая. Это бровка шельфа — почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже ко­торого его уклоны значительно возрастают. Часто бровка нахо­дится на глубине 100—130 м, иногда (например, на современных абразионных подводных равнинах) она отмечается на глубинах 50—60 и 200 м. Есть также шельфовые равнины, распространяю­щиеся на гораздо большие глубины. Так, большая часть дна Охот­ского моря — шельф по геологическим и геоморфологическим признакам, а глубины здесь в основном 500—600 м, местами дости­гают 1000 м и более. У типично шельфового Баренцева моря бровка шельфа проходит на глубине более 400 м. Это говорит о том, что происхождение шельфа связано не только с затоплением окраин­ных равнин суши в результате повышения уровня моря, но и с новейшими тектоническими опусканиями окраин материков.

Одной из интересных форм рельефа шельфа являются затоп­ленные береговые линии — комплексы береговых абразионных и ак­кумулятивных форм, отмечающие уровни моря в прошлые эпохи. Изучение древних береговых линий, как и изучение отложений шельфа, позволяет выяснить конкретные детали истории разви­тия шельфа в том или ином районе.

На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процесса­ми — волнением, приливными течениями и др. (см. гл. 19).

В тропических водах в пределах шельфа типичны коралловые рифы — формы рельефа, созданные колониями коралловых поли­пов и известковых водорослей (см. гл. 20).

Прибрежные участки дна, прилегающие к островам переходной зоны или к океаническим островам, выровненные и относительно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта разновид­ность шельфов занимает незначительную площадь, составляющую всего несколько процентов от всей площади шельфа, в основном имеющего платформенную структуру.

Континентальный (материковый) склон. Более или менее узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа, характеризую­щаяся относительно крутым уклоном поверхности, представляет собой материковый склон. Средний угол наклона материкового склона 5—7°, нередко 15—20°, иногда даже более 50°. Материко­вый склон часто имеет ступенчатый профиль, и большие уклоны приходятся как раз на уступы между ступенями. Дно между усту­пами имеет вид наклонной равнины. Иногда ступени бывают очень широкими (десятки и сотни километров). Их называют краевыми плато материкового склона. Типичным примером краево­го плато является подводное плато Блейк, расположенное к восто­ку от Флориды (рис. 26). Оно отделяется от шельфа на глубинах 100—500 м уступом и дальше простирается в виде широкой наклон-

ной к востоку ступени до глубины 1500 м, где закан­чивается очень крутым ус­тупом, уходящим на боль­шую глубину (более 5 км). У материкового склона Ар­гентины насчитывается до десятка таких (но более уз­ких) ступеней.

В пределах материково­го склона широко распрос­транены расчленяющие его вкрест простирания подвод­ные каньоны. Эти глубоко врезанные ложбины иногда располагаются так, что при­дают в плане бровке шель­фа облик бахромы (рис. 27).

Рис. 26. Краевое плато Блейк (ат­лантическая подводная окраина Северной Америки)

Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а протяженность наиболее крупных из них — сотен километров. Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Уклоны про­дольного профиля подводных каньонов в верховьях в среднем 0,12, в средних отрезках — 0,07, в нижних — 0,04. Многие каньоны имеют ответвления, встречаются каньоны извилистые, чаще пря­молинейные. Они прорезают весь материковый склон, а наиболее крупные прослеживаются и в области материкового подножия. В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы — конусы выноса.

Подводные каньоны напоминают речные долины или каньоны горных стран. Характерно, что многие крупные каньоны лежат напротив устьев больших рек, образуя как бы подводные продол­жения их долин. Эти черты сходства и связи подводных каньонов с речными долинами натолкнули на мысль, не являются ли под­водные каньоны затопленными речными долинами. Так возникла эрозионная, или флювиальная, гипотеза образования подводных каньонов.

Однако при определенных чертах сходства есть и заметные различия между подводными каньонами и речными долинами. Продольный профиль большинства каньонов гораздо круче, чем профиль горных речных долин. Нередко в каньонах наблюдаются значительные обратные уклоны, что также не согласуется с гипо­тезой их речного происхождения. Многие подводные каньоны располагаются на продолжении равнинных рек, а сами по облику близки к горным долинам и характеризуются очень глубоким врезом в породы, слагающие материковый склон.

Большинство каньонов заканчивается на глубинах 3000 м и более. Если принять речную гипотезу их образования, то придется допустить, что уровень океана был более чем на 3 км ниже совре­менного геологически недавно — в четвертичное время или в плиоцене, так как некоторые каньоны прорезают очень молодые (палеогеновые и даже миоценовые) породы. Однако в соответ­ствии с современными представлениями о масштабах четвертич­ного оледенения уровень океана в плейстоцене не снижался бо­лее чем на 100—120 м. Считать же, что все подводные каньоны оказались на такой большой глубине в результате тектонического опускания нижних отрезков речных долин, тоже нельзя, так как они имеют повсеместное распространение. Кроме того, даже та­кое допущение не объясняет их глубокой врезанности.

Вопрос о происхождении подводных каньонов должен рас­сматриваться совместно с вопросом о генезисе и тектонической природе материкового склона. Можно считать, что материковый склон в своей основе — это система ступенчатых сбросов, образо­вавшихся в результате скалывания края материкового выступа, оказавшегося в пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению — материковой платфор­мой, и областью с тенденцией к значительному погружению — ложем океана. Скалывание и возрастание тенденции к погруже­нию по направлению к ложу океана и обусловили ступенчатый профиль материкового склона. Одновременно возникающие в земной коре напряжения находили разрядку и другим путем — в образовании радиальных разломов, рассекающих материковый склон вкрест простирания. По таким радиальным разломам и обра­зованы подводные каньоны, которые в одних случаях унаследовали

гигантские зияющие трещины в земной коре, в других — узкие грабены, выкроенные по близко располагающимся радиальным разломам (рис. 28). Нередко они выработаны по тектоническим

Рис. 28. Схема, иллюстрирующая текто­ническое заложение подводных каньонов

зонам дробления горных пород. Большая, если не главная, роль в формировании морфологического облика подводных каньонов принадлежит деятельности мутъевых потоков, о которых речь пойдет ниже (см. гл. 20).

Материковому склону свойственна земная кора материкового типа. Образцы коренных пород, взятые в подводных каньонах и на ступенях материкового склона с исследовательских судов с помощью специальных приборов — драг, показали, что это по­роды того же состава и возраста, что и на прилегающей суше и на шельфе. Наиболее убедительно геологическое и геоморфоло­гическое единство материковых платформ суши, шельфа и мате­рикового склона было доказано подводным бурением и геофизи­ческими данными. Так, геологический профиль, построенный по данным морских скважин и геофизики в районе плато Блейк, свидетельствует о том, что геологические напластования, слагаю­щие прибрежную равнину Флориды, прослеживаются как в пре­делах шельфа, так и на краевом плато Блейк.

Для многих районов материкового склона (например, в Мек­сиканском заливе, в Средиземном море) характерны бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда встре­чаются также вулканические и грязевулканические образования.

Материковое подножие. Материковое подножие наряду с шельфом и материковым склоном — крупнейшая форма рельефа подводной окраины материка. В рельефе дна морей и океанов материковое подножие в большинстве случаев выражено наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового склона и протягиваю­щейся полосой шириной в несколько сотен километров между материковым склоном и ложем океана. Максимальный уклон равнины до 2,5° находится вблизи основания материкового скло­на. В сторону океана она постепенно выполаживается и заканчи­вается на глубинах порядка 3,5—4,5 км. Поверхность равнины при пересечении ее по простиранию, т.е. вдоль основания мате­рикового склона, слегка волнистая. Местами она прорезана круп­ными подводными каньонами. Значительная часть поверхности равнины образована конусами выноса, располагающимися в устьях крупных подводных каньонов. В верхней части поперечного про­филя материкового подножия нередко отмечается характерный холмисто-западинный рельеф, сильно напоминающий оползневой рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще материковое подножие в типическом выражении преиму­щественно аккумулятивного образования. Как свидетельствуют данные геофизических исследований, покров морских отложений на дне океана достигает максимальной мощности именно на ма­териковом подножии. Если в среднем в океане мощность рыхлых осадков редко превышает 200—500 м, то на материковом подно­жии она может достигать 10—15 км.

С помощью глубинного сейсмического зондирования выяснено, что структура материкового подножия характеризуется глубоким прогибом земной коры, и большая мощность осадков здесь воз­никает именно в результате заполнения этого прогиба. Главный источник поступления осадочного материала — продукты разру­шения пород суши, выносимых реками на шельф, откуда этот ма­териал в огромных количествах выносится в результате подводного оползания масс осадков и действия мутьевых потоков (подробнее см. гл. 20). Подводные каньоны служат трассами для наиболее мощных мутьевых потоков, которые и создают огромные конусы выноса в устьях подводных каньонов. Таким образом, вся акку­мулятивная равнина материкового подножия может рассматри­ваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у ос­нования материкового склона.

Под мощной толщей отложений все еще продолжается кора материкового типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается. В некоторых случаях толща, слагающая материковое подножие, залегает на океанической коре благодаря выдвижению ее за преде­лы развития материковой коры. Чаще же в земной коре, слагаю­щей материковое подножие, обнаруживается гранитный слой, что позволяет считать его, наряду с шельфом и материковым скло­ном, одним из крупных элементов подводной окраины материка.

В некоторых районах строение материкового подножия замет­но отличается от описанного выше. Например, к востоку от уже упоминавшегося плато Блейк материковое подножие в рельефе океанского дна выражено очень глубокой впадиной (глубиной до 5,5 км), прилегающей в виде узкой полосы к подножию плато. По-видимому, это структурный прогиб, типичный для глубинной структуры материкового подножия, но еще не заполненный осад­ками. В западной части Средиземного моря материковое подно­жие выражено холмистым рельефом, обусловленным развитием солянокупольных структур. Широкое развитие подобных окраин материков приурочено к пассивным окраинам континентов (окраи­нам Атлантического типа).

Бордерленды и микроконтиненты. На некоторых участках под­водная окраина материка настолько раздроблена разрывными тектоническими нарушениями, что здесь практически невозможно выделить такие элементы, как шельф, материковый склон, матери­ковое подножие. Так, у берегов Калифорнии переход от материка к океану представлен широкой полосой дна с очень пересечен­ным рельефом. Крупные возвышенности с плоскими вершинами

и крутыми склонами чередуются с такими же по размеру и очер­таниям впадинами. Этот рельеф возник в результате проявления интенсивных тектонических процессов, обусловивших дробление подводной окраины материка на ряд горстов и грабенов. Такие раздробленные участки подводной окраины материков получили название бордерленда. Приурочены они к тектонически активным окраинам континентов (окраинам Тихоокеанского типа).

В пределах океанов иногда встречаются подводные или над­водные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но не связанные с материками. Они отделены от материков обшир­ными пространствами дна с океаническим типом земной коры. Таковы, например, Сейшельские острова и их подводное основа­ние — Сейшельская банка (западная часть Индийского океана). Еще более крупные образования этого рода — подводные окраины Новой Зеландии, которые вместе с ней образуют массив континен­тальной земной коры площадью более 4 млн км². Плосковершин­ные поднятия Зенит, Натуралиста и другие в Западно-Австралий­ской котловине Индийского океана также сложены материковой корой. Такие формы нередко рассматривают как остатки более обширных когда-то материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана. В принципе, возможно и обратное предположение: быть может, это участки, где начался процесс образования мате­риковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития. Такие возвышенности, сложенные материковой земной корой, но со всех сторон окруженные корой океанического типа, называются микроконтинентами.