Конфигурация материков и океанов, крупные черты их морфологии отнюдь не остаются постоянными.
Нынешнее распределение океанических впадин, основные контуры рельефа подводных континентальных окраин, срединноокеанических хребтов, абиссальных равнин сложились примерно за последние 100 млн. лет, начиная с мелового периода. Эпохи сглаживания рельефа дна и эпохи усиления его контрастности чередовались во времени, соответствуя определенным геоморфологическим циклам. К началу четвертичного периода материки занимали положение, близкое к современному. Возникли также основные структурные элементы шельфов и материковых склонов океанов в высоких широтах. Однако, чтобы разобраться в специфике эндогенных и экзогенных процессов, которые имели место в верхнекайнозойские ледниковые эпохи, необходимо ознакомиться хотя бы с некоторыми геоморфологическими изменениями в лике дна океанов за последние 150 млн. лет. Следует заметить, что в задачи данной главы не входит разбор представлений и современных концепций по вопросам происхождения материков и океанов. Основная же наша цель — представить в самых общих чертах крупнейшие формы рельефа дна и показать характер доледниковой поверхности океанического дна. Лишь после этого можно будет оценить влияние на поверхность дна явлений гляциала и океанического перигляциала.
За последние три десятилетия наши знания о строении и развитии дна Мирового океана неизмеримо расширились. Можно без преувеличения сказать, что история изучения подводного рельефа — это одновременно история развития современных представлений о происхождении дна океана. Изучение геоморфологии дна океанов привело к открытию грандиозных срединно-океанических хребтов с их осевыми рифтовыми долинами, которые образуют вместе с давно известными рифтовыми зонами материков рифтовую систему Земли. Именно с расширением знаний о подводной топографии связаны основные вехи становления новой глобальной тектоники — одной из распространенных концепций развития литосферы. Результаты глубоководного бурения на судне «Гломар Челленджер» показали, что осадки на ложе океанов повсеместно подстилаются юрскими, меловыми или кайнозойскими базальтами, самые молодые из которых выходят на поверхность дна океана в осевых зонах рифтовых хребтов. Было установлено, что земная кора под материками и океанами резко различается по своей структуре и мощности. Подтвердились предположения об очень древнем возрасте Тихого и Индийского океанов. Относительно молодыми являются Атлантический, Северный Ледовитый и Южный океаны. Их абсолютный возраст определен в 140—155 млн. лет, т. е. соответствует средней юре.
В рельефе дна океана как в зеркале отражаются многие черты внутреннего строения земной коры. Крупные формы рельефа дна соизмеримы с мощностью земной коры и могут быть сопоставлены с ее структурой. Общеизвестно, что основу океанического рельефа составляют морфоструктуры, т. е. крупные элементы дна, созданные тектоникой и вулканизмом. Согласно современным представлениям, дно Мирового океана разделяется на следующие глобальные элементы: подводная окраина материков, переходная зона, ложе океана и срединно-океанические хребты.
Прилегающая к суше часть океана, называемая подводной окраиной материков, включает в себя шельф, материковый склон и материковое подножие. Континентальные окраины с таким строением называют еще окраинами атлантического типа. Значительно сложнее наблюдается картина на окраинах Тихого океана. Большая его часть окаймлена так называемой переходной зоной, состоящей обычно из котловин, окраинного глубокого моря, островной дуги и глубоководного желоба. Окраины с таким строением называют активными или тихоокеанского типа. Подводные окраины материков и переходные зоны сохраняют значительную связь с морфоструктурами суши, поскольку земная кора здесь близка по своему строению коре материков. Более половины площади дна океана занимает его ложе, характеризующееся корой океанического типа, лишенной гранитного слоя. Ландшафт ложа океана составляют бескрайние поверхности океанических котловин на глубинах более 3—4 км и разделяющие их крупные хребты и возвышенности. Планетарная система срединно-океанических хребтов, гигантским спрутом обнимающих земной шар, соизмерима с общей площадью материков. В области срединно-океанических хребтов земная кора относится к рифтогенальному типу, несколько отличному от обычной океанической коры.
Континентальные шельфы представляют собой подводные равнины, в большей части затопленные во время поднятия уровня океана из-за таяния четвертичных ледников. Средняя глубина шельфа, окаймляющего Атлантику, около 130 м. Некоторые участки шельфов достаточно широки, особенно те, которые располагаются на окраинах атлантического типа. Перегиб шельфа, место сочленения его с верхней частью материкового склона, представляет собой четко выраженную структуру подводных окраин материков. Такой перегиб шельфа, выраженный отчетливым увеличением крутизны склона, обычно расположен на глубине 100—150 м. В большинстве случаев на геоморфологический характер шельфов влияют тектоника и геологическое строение дна, а в региональном масштабе основное значение имеют климатические и гидрологические условия. Рассмотрим более подробно структуру шельфов, подвергавшихся покровным оледенениям.
По характеру морфоструктур континентальный шельф Антарктиды, Европы, Северной Америки является непосредственным продолжением платформенных образований материков. Континентальный шельф имеет нижний структурный этаж, представляющий собой кристаллический фундамент и палеозойское складчатое основание. Фундамент резко выраженным несогласием отделяется от верхнего структурного этажа — платформенного чехла. Анализ мощностей, стратиграфических несогласий, фаций и условий залегания осадочных свит чехла позволяет выделить нижний, средний и верхний структурные ярусы, отражающие основные этапы развития плит на шельфах. Поверхность фундамента характеризуется скоростями сейсмических волн от 5,7 до 6,3 км/с.
Нижний (палеозойский) структурный ярус резко выражен на внутриплатформенных шельфах Баренцева, Балтийского, Северного морей, залива Св. Лаврентия и др. По данным сейсмопрофилирования, буровых скважин на морском дне и островах, палеозойские осадочные формации с сейсмическими скоростями 5,0—6,1 км/с представлены карбонатными и терригенными породами ордовика, силура, девона и перми. Пласты палеозойских пород обычно выклиниваются и местами обнажаются в зоне контакта с докембрийскими щитами и палеозойскими складчатыми сооружениями континентов. Средний структурный ярус платформ шельфа сложен преимущественно мезозойскими терригенными отложениями (глинистыми сланцами, песчаниками, конгломератами). Кроме того, отмечаются карбонатные осадки (в основном известняки) и эвапориты. Накопление осадков происходило в эпиконтинентальных морях, а также в прибрежно-морской и субаэральной обстановках. Особенности залегания и мощности осадочных толщ можно проследить по данным геофизических работ и опорного бурения. Мезозойские осадочные породы обычно четко фиксируются по высоким (от 3,4 до 5,6 км/с) сейсмическим скоростям. Общая закономерность строения всех шельфов заключается в том, что триасовые и юрские отложения заполняют грабенообразные прогибы, достигая в них мощности 3—6 км. Напротив, меловые отложения сплошным покровом перекрывают все подстилающие осадочные породы. Характерное утолщение меловых слоев в направлении бровки шельфа (до 1—3 км) свидетельствует о том, что в конце мезозоя наметилась четкая тенденция к общему погружению и перегибу поверхности континентальной окраины в сторону зарождающихся океанических впадин.
В строении верхнего (кайнозойского) структурного яруса платформенного чехла шельфа преобладают морские терригенные и органогенные отложения палеогенового и неогенового возрастов. Границей между средним и верхним структурными ярусами служит крупнейшее стратиграфическое (местами угловое) несогласие, относящееся к концу мела — раннему палеогену. Моноклинально залегающие кайнозойские породы достигают у края шельфа мощности 1—2 км. На североморском, баренцево-морском и других внутриплатформенных шельфах наиболее полный и мощный (0,5—2,5 км) разрез кайнозойских отложений отмечен в тектонических впадинах.
Структурно-геоморфологический план шельфа предопределен его платформенным геологическим строением и развитием в мезокайнозое. На шельфе намечается закономерная пространственная и генетическая взаимосвязь между крупными морфоструктурами дна (цокольными, пластовыми, аккумулятивными и базальтовыми равнинами) и главными геотектоническими элементами платформ— щитами и плитами. Как правило, к эпиплатформенным горам побережья примыкают подводные цокольные равнины. Такая форма перехода морфоструктуры материков под уровень моря наиболее распространена в Южном океане, Северной Атлантике и Норвежско-Гренландском бассейне. Эту геоморфологическую зону морского дна предлагается называть прибрежным или внутренним шельфом. С морской стороны прибрежный шельф почти повсеместно ограничен топографически четко выраженной системой краевых желобов. В отличие от прибрежных цокольных равнин на внешнем шельфе распространены обширные пластовые и аккумулятивные равнины, которые, чередуясь между собой, обрамляют 40—400-километровой полосой щиты и складчатые сооружения.
Следует выделить еще один характер продолжения под водой структурно-геоморфологического плана суши. Он заключается в том, что низменные аккумулятивные равнины (например, Печорская, Западно-Сибирская, Нидерландская, Аквитанская, Атлантическая береговая) переходят в неритические аккумулятивные равнины шельфа.
В пределах континентальных окраин атлантического типа относительно крутую часть ниже перегиба шельфа называют материковым склоном. Затем профиль склона становится заметно положе, и происходит постепенный переход к ложу океана. Эту часть поверхности дна называют материковым подножием. Обычно граница между склоном и подножием четко не проявляется. Уклоны склонов в среднем изменяются от 1 до 6°. Далеко не все склоны и подножия отвечают идеальному атлантическому типу. Даже в самой Атлантике на их поверхности встречаются отвесные уступы обнажений древних пород, хребты и погруженные на большую глубину плато. Материковые склоны в интересующих нас Северном Ледовитом, Южном океанах, а также на севере Атлантического и Тихого характеризуются исключительно большими амплитудами глубин и сложным рельефом. Оп представляет собой систему структурно-денудационных и сбросовых уступов, наклонных аккумулятивных равнин, соответствующих моноклинально залегающим и деформированным осадочным пластам планетарной геофлексуры. Морфологическая зона склона расположена между резким перегибом профиля дна у края шельфа и пологонаклонными (менее 1°) равнинами материкового подножия. Подошва склонов располагается на глубинах 2—4 км.
Материковое подножие включает в себя обширные пространства сравнительно пологих глубоководных (2—4 км) аккумулятивных равнин с огромными осадочными шлейфами и конусами выноса. Однако, как справедливо было отмечено О. К. Леонтьевым (1968) и А. В. Ильиным (1976), строение материкового подножия не сводится только к морфоструктуре аккумулятивных равнин. По классификации, предложенной А. В. Ильиным, атлантическое материковое подножие включает в себя аккумулятивный и структурно-вулканический типы. Эти типы характерны и для Южного океана. Верхней границей материкового подножия служит основание материкового склона, а контуры нижней границы предлагается проводить по захороненным флангам срединно-океанического хребта.
Во многих районах дна океана к пологой нижней части материкового склона примыкают краевые плато и подводные горы, над которыми глубины изменяются от 100 до 2000 м. В геоморфологическом отношении такие крупные (80—350 км) образования дна, видимо, следует связывать с формированием зоны материкового подножия. В строении большинства североатлантических краевых плато, например таких, как Флемиш-Кап, Хаттон, Иберийское, Поркьюпайн, характерно то, что они полностью отделены от материкового склона глубокими грабенообразными желобами, входящими в систему предматериковых тектонических прогибов. Судя по данным глубоководного бурения и комплексных геофизических работ, краевые плато, возвышающиеся на 1—3 км над аккумулятивными равнинами, имеют типично глыбово-блоковое строение.
Касаясь причины формирования крупных черт топографии материкового склона и подножия, сразу укажем, что ее следует искать в тектонических (эндогенных) процессах, протекавших в земной коре и верхней мантии планеты. Первоначальное развитие материкового склона могло происходить преимущественно в результате процессов растяжения земной коры и образования континентальной флексуры. В местах наибольших тектонических напряжений происходило обрушение края материковых платформ и формирование ступенчатых и нормальных сбросов. В этой связи краевые плато являются не чем иным, как опустившимися в меловое, палеоценовое и эоценовое время континентальными глыбами, которые испытали неравномерное дифференцированное погружение. Довольно часто склоны представляют собой поверхность аккумуляции мощных толщ осадков, снесенных с континента и перемешанных с морскими органогенными осадками.
Срединно-океанические хребты, как уже говорилось выше, образуют глобальную систему крупнейших горных сооружений земной поверхности. Они включают в себя сложно сочетающиеся высокогорные хребты и плато, вытянутые вдоль простирания Атлантического, Тихого и Индийского океанов. Важнейшим элементом рельефа хребта служит рифтовая долина — глубоководное ущелье, рассекающее срединные хребты на две симметричные части. С рифтовыми долинами совпадают интенсивные аномалии магнитного поля, аномалии силы тяжести, высокий тепловой поток и почти все землетрясения, когда-либо отмечавшиеся в центральных областях океана. Генеральное направление срединных хребтов очень часто нарушается поперечными зонами трансформных разломов дна, морфологически выраженных системами глубоких желобов, ущелий и поперечных горных поднятий.
Характерными формами рельефа срединно-океанических хребтов являются высокие подводные горы. Самые крупные и высокие горные цепи и расчлененные хребты протягиваются по обе стороны от рифтовой (центральной) долины Северо-Атлантического, Рейкьянес, Мона, Книповича и многих других хребтов. В качестве примера подводных вулканов можно назвать горы Колорадо (глубина 772 м), Луиза-Бойд (глубина 564 м) с относительной высотой более 3,5 км. Вулканическими являются более 90% подводных гор, что свидетельствует о первостепенном значении вулканических процессов в их формировании. За небольшим исключением, вулканические породы, формирующие океаническую кору на хребте, представлены оливиновыми толеитами. Если сводовая часть хребта обладает очень сложной морфологией, то фланги его сглажены благодаря осадконакоплению.
К крупнейшим структурам океанического дна, образованным эндогенными процессами и несущими на себе отпечаток воздействия эрозии и седиментации, относятся абиссальные равнины. Это исключительно плоские участки диаметром до сотен километров. На абиссальных равнинах за геологическое время постепенно накапливались терригенные и пелагические осадки, сформировав на океанической коре покров мощностью в несколько сот метров.
Заметным морфологическим элементом в глубоководье океанов выступают цепи высоких (2—4 км) подводных гор. Они представляют собой в основном изолированные крупные (20—40 км) конусы или усеченные конусы с крутыми (15—40°) склонами, а также протяженные глыбовые хребты (200—500 км) с отдельными высокими коническими вершинами. Такого рода горные поднятия дна обычно распространены на флангах срединных хребтов и на абиссальных равнинах ложа океана. Это подводные горы, главным образом вулканические или генетически связанные с процессами вулканизма (внедрение интрузии ультраосновных и основных пород), сопутствующего определенным тектоническим структурам, в частности системам глубинных (трансформных и др.) разломов. В основной части подводные горы сложены вулканическими породами основного состава, что подтверждает изучение обломков горных пород с их вершин и анализ структуры аномальных гравитационных и магнитных полей.
Природа процессов, формировавших горную морфоструктуру срединно-океанического хребта, до конца не выяснена. Если брать во внимание, что рельеф срединных хребтов на всем протяжении однородный и их поперечный профиль выглядит как симметричный расчлененный свод, то структуру хребта следует рассматривать как результат единого тектонического процесса, создавшего рифтовую зону Земли. Сейчас многие исследователи склоняются к идее мобильности океанического дна и развивают гипотезу спрединга, или расширения океанов, за счет появления новых участков дна вдоль срединно-океанических хребтов. Плиты по обеим сторонам хребтов постоянно расходятся в стороны от гребня. При этом полагают, что за последние 100 млн. лет Северная и Южная Америка разъединились с Евразией и Африкой. Антарктида находилась в своем полярном положении, тогда как Африка, Индия, Австралия переместились от нее на разные расстояния к северу. Гипотеза глобальной тектоники плит действительно удивительно красиво и вместе с тем единообразно объясняет многие геологические явления. Однако имеется ряд фактов более мелкого по сравнению с размерами движущейся плиты масштаба, которым в рамках тектоники плит в обычном своем варианте не удается дать удачного объяснения. Многие явления остаются труднообъяснимыми, если механически применять тектонику плит. Вероятно, для процессов на поверхности такой сложной планеты, как паша Земля, едва ли нужно искать единый механизм. Хотя сейчас можно говорить по крайней мере о трех механизмах: рифтогенезе в срединных хребтах, «океанизации» континентов по краям океанов, а в середине океанов — о формировании огромных базальтовых покровов.