При изучении современных континентальных окраин и абиссальных равнин мы сталкиваемся с вопросом, в какой степени рельеф и осадочный чехол унаследованы от прошлых ледниковых эпох и что можно считать результатом позднейшей деятельности волн и течений, колебаний уровня моря, живых организмов, процессов осадконакопления и других внешних факторов.
Естественно, этот вопрос интересует нас и в связи с тем, что наряду с климатическими и гидрологическими условиями геоморфологические факторы во многом определяют географическое распределение растений и животных, интенсивность биологических процессов. Многие виды донных рыб, которые поедают бентос, обитают непосредственно на дне или над дном (в качестве эпифауны), а некоторые виды могут закапываться в поверхностные слои осадков шельфа.
За последние годы в результате обширных исследований подводных ландшафтов, включавших такие работы, как обследование морского дна сонаром бокового обзора и визуальные наблюдения из подводных аппаратов, а также подводное фотографирование, эхолотирование, сейсмопрофилирование и драгирование дна, грунтовые съемки, стали известны многочисленные мелкие элементы морфологии океанического дна, которые имеют в основном экзогенное и биогенное происхождение. В большинстве областей дна морей Северного Ледовитого океана, северной части Атлантического и Тихого океанов, Южного океана такие мелкие формы и комплексы форм голоценового рельефа осложняют, а иногда и видоизменяют поверхность инициальных и перигляциальных форм рельефа дна океанов.
Чтобы понять современный рельеф континентальных окраин, необходимо помнить о том, что недавний быстрый подъем уровня океана начался около 15 тыс. лет назад и продолжался до рубежа 7 тыс. лет назад. Максимальный приток талой ледниковой воды в океан произошел между 13 и 9 тыс. лет назад. В такой ситуации многие банки внешнего шельфа, например такие, как Джорджес-Банк, Фюлас, Маланг или Гусиная, имеющие сейчас глубины менее 50 м, могли оставаться осушенными до рубежа 7 тыс. лет назад и были затоплены во время климатического оптимума. В целом уровень океана в недавнем прошлом поднялся от отметки средней глубины края шельфов (130 м) до современного положения.
Трансгрессия в конце оледенения оказала очень заметное и разнообразное влияние на современное рельефообразование и осадконакопление на инициальных и перигляциальных шельфах. Волны и течения наложили свой отпечаток на краевые ледниковые образования морского дна и в целом на поверхность большинства возвышенностей, плато и поперечных желобов внешнего рельефа в интервале глубин от 50 до 300 м. Свидетельством деятельности гидродинамических процессов являются такие характерные комплексы микрорельефа, как мелкогрядовый, бугристый, мелкохолмистый, ложбинный, западинный и др. Выработанные в покрове четвертичных отложений микроформы имеют превышение 3—15 м, ширину от 0,05 до 1,0—2,0 км и протяженность от 0,3—0,5 до 10—20 км. Развитие микрорельефа гляциальных шельфов могло происходить в поздне- и послеледниковье под воздействием волновой абразив, термоабразии, эрозии донных течений и других постгляциальных процессов, характерных для прибрежной зоны арктических морей.
Заметное геологическое воздействие оказывают крупные поверхностные течения, захватывающие слой воды от 100 до 500 м и более. Самыми значительными в северном полушарии являются всем известные течения Гольфстрим и Куросио. Они имеют очень большую скорость — порядка 50—100 см/с, или 1—2 узла. Самое мощное течение — Гольфстрим (Северо-Атлантическое), устремляясь в высокие широты, дает начало системе теплых течений: Норвежскому, Западно-Гренландскому, Шпицбергенскому, Нордкапскому и другим, скорость которых изменяется от 20 до 70 см/с. Эти высокоскоростные течения подвергают сильному размыву всю зону внешнего края шельфа, активно эродируют подводные моренные гряды на шельфе, размывают ледниковые отложения на мелководных банках и на склонах поперечных и краевых желобов. Как мы уже отмечали, несмотря на интенсивные гидродинамические процессы, краевые ледниковые образования почти везде хорошо сохранились на морском дне. Лишь на неглубоком североморском шельфе они испытали абразионно-аккумулятивное выравнивание и как следствие захоронение под 5—10-метровым слоем послеледниковых осадков.
Данные о мощности голоценовых отложений, как и подводные микроформы рельефа, во многом позволяют представить особенности рельефообразующих процессов на морском дне. Об активности гидродинамических факторов на гляциальных шельфах свидетельствует незначительная мощность современных осадков, перекрывающих с резким размывом моренные, водно-ледниковые и ледниково-морские отложения. На банках слой голоценовых осадков не превышает 5—20 см, а на подводных моренных грядах и склонах банок обычно обнажаются «древние глины».
На фотопрофилях морского дна хорошо видны следы деятельности течений — знаки ряби, промоины, полосчатое распределение гравийно-галечных осадков на равнинах. Состав и распределение современных донных отложений на банках внешнего шельфа в основном зависят от литологических особенностей подстилающих ледниковых отложений, кроме того, в Северо-Западной Атлантике, в районах Шпицбергена и Новой Земли заметно влияние материала айсбергового разноса.
Покров современных осадков в шельфовых желобах более мощный (от 0,3 до 0,6—2,0 м), чем на банках. В голоцене в желобах происходило накопление продуктов размыва течениями ледниковых отложении, биогенных остатков (фораминифер, радиолярий), а в некоторых районах — материала айсбергового и ледового разноса.
Спорово-пыльцевые спектры современных отложений Баренцева моря формируются за счет воздушного заноса пыльцы и спор из лесной, лесотундровой и тундровой зон. Влияние аккумулятивного выравнивания наиболее заметно в отдельных переуглубленных впадинах фьордов, краевых и поперечных желобов, на дне которых мощность современных зеленовато-серых полужидких илов достигает 5—20 м и более.
В ходе голоценовой трансгрессии осушенные перигляциальные шельфы, находившиеся на сравнительно малых (до 80—180 м) глубинах, были подвергнуты более интенсивному абразионно-аккумулятивному выравниванию и воздействию течений, чем глубоководные гляциальные шельфы. Поэтому покров современных осадков (0,2—2,0 и до 5 м) с резким несогласием залегает на поверхности реликтовых отложений. Как справедливо отмечают К. Эмери (1971), Ф. Шепард (1976), Д. Каррей (1978), осадки современных североатлантических шельфов почти на 70% состоят из переотложенного материала водно-ледниковых и моренных отложений. Современные же прибрежно-морские (биогенные, хемогенные) осадки дополняют осадочные толщи голоцена. Русла многих крупных долин стока талых ледниковых вод в пределах покровных зандров Северного моря, Большой Ньюфаундлендской банки, а также крупные эстуарии и бухты (Гельголандская, Гудзона) выполнены голоценовыми осадками, достигающими 10— 20-метровой толщины. Переотложенные реликтовые осадки на поверхности перигляциальных шельфов представлены крупнозернистыми фракциями, в них преобладают кварц и полевой шпат, а современные морские фации отличаются меньшей размерностью частиц, значительным количеством биогенных карбонатных компонентов и аутигенных минералов. Местами на банках толща ракушечных песков (детрита) достигает нескольких метров.
Важной геохимической особенностью голоценовых и верхнечетвертичных отложений, залегающих в переуглубленных впадинах краевых и поперечных желобов Западного Шпицбергена, острова Медвежий, Центрального желоба Баренцева моря и других районов, является сероводородное заражение. Такие осадки содержат многочисленные прослои и примазки разложившейся органики (обычно хитиновых трубок), имеют характерный болотный запах. Это свидетельствует о том, что растворенный кислород полностью израсходован на окисление органического вещества и дыхание организмов. Крайним проявлением застойности можно считать заморные явления во впадинах, где живут агглютинирующие бескальцитовые фораминиферы. Сероводородное заражение осадков могло возникать как в обстановке отсутствия конвективного или турбулентного вертикального водного обмена, так и в условиях активной деятельности бактериальных процессов на морском дне.
Для послеледниковых форм рельефа перигляциальных шельфов характерны древние береговые линии, свидетельствующие о ритмичности гляциоэвстатических колебаний уровня океана. Типичны также обширные плоские абразионно-аккумулятивные равнины (террасы), осложненные рифелями, а также пологоволнистью равнины с песчаными грядами и волнами на ново английском и новошотландском шельфах, в Кельтском и Северном (например, у берегов Франции) морях, на севере Берингова моря, в проливе Ла-Манш и Горле Белого моря.
Эти выработанные и аккумулятивные формы создавались постоянными и приливными течениями, как известно развивающими значительные (до 40—100 см/с) скорости.
Песчаные гряды, обычно сложенные средне — и мелкозернистыми кварцевыми и отчасти детритовыми песками, представляют собой крупные, обычно ориентированные по направлению приливного течения образования на глубинах от 1—30 м в прибрежной зоне до 100—180 м на внешнем шельфе. Такие гряды имеют длину 10—60 км, ширину от 1—2 до 5 км и высоту до 20—40 м. В Кельтском море примером очень крупных песчаных гряд могут быть гряды Кобёрн, Лабоди, Джонс, Грейт-Сол, Литл-Сол. Песчаные волны представляют собой ритмические асимметричные образования, возникшие в условиях голоценовой трансгрессии на поверхности песчаных гряд и ориентированные перпендикулярно по отношению к господствующему направлению приливного течения. Высота волн может изменяться от 2 до 15 м, длина — от 0,5 до 4,0 км, расстояние между вершинами — от 10 до 1000 м. Крупные песчаные волны встречаются у края восточно-американского шельфа вблизи верховья каньона Уилмингтон. Большое количество песчаного материала, слагающего покровные зандры, и сильные приливные течения следует считать необходимым условием для развития песчаных гряд и воли. При дефиците песка на поверхности морского дна приливные течения обычно формируют мелкие (2X200 м) песчаные валы и песчаную рябь.
Обратим еще раз наше внимание на геологическую деятельность современных плавучих льдов. Дрейфующие айсберги, отколовшиеся от ледников Антарктиды, Гренландии, Шпицбергена, несут с собой в океан грубообломочный материал. Крупные айсберги, кроме того, при посадке на подводные моренные гряды и неглубокие банки в зоне внешнего шельфа слегка эродируют их поверхность. Морской лед в зонах торошения вблизи берегов образует мощные торосы, проникающие в толщу воды на 5— 10 м. В этих случаях лед может царапать дно шельфа арктических морей и оставлять глубокие борозды.
В более широком масштабе подобные явления происходили в поздне — и послеледниковое время. Следы скольжения и выпахивания айсбергов, дрейфовавших в самом конце последнего оледенения у берегов Восточной Канады, Гренландии, Фарерских островов, Ирландии и Норвегии, в районе плато Поркьюпайн, были открыты с помощью гидролокатора бокового обзора. Указанные следы фиксируются на морском дне до глубин 150—300 м. Борозды айсбергового выпахивания (в зависимости от литологического состава донных отложений) достигают глубины 2—15 м, ширины 10—30 м (до 100 м) и протяженности 0,4—15,0 км. Анализ сонограмм, полученных на банке Гамильтон, и учет параметров современных айсбергов (вес — 200—300 тыс. т, скорость дрейфа — 0,1—1,5 м/с) позволили составить схему направлений айсбергового выпахивания в голоцене. Современные плавучие льды в прибрежной (приливной) зоне Северного, Балтийского, Белого морей, как известно, делают узкие (0,5—2,0 м) извилистые царапины на дне.
Микрорасчлененный и холмисто-западинный рельеф дна полярных морей мог возникать и вследствие термоабразии. Современное развитие подводных термоабразионных микроформ было выявлено благодаря повторным площадным грунтовым и эхолотным съемкам в морях Бофорта, Баффина, Печорском, Карском, Лаптевых. Установлено, что подводные термокарстовые формы, например, ложбины длиной 1—20 км, шириной 10—100 м и относительной глубиной 2—10 м, развивались в процессе таяния повторно-жильных льдов в толщах плейстоценовых глин при изменении условий теплообмена между древней мерзлотой морского дна и придонными водами.
Своеобразным морфологическим элементом берегов и прибрежной полосы дна арктических морей являются уплощенные цокольные террасы, получившие в литературе название стрэндфлетов или береговых равнин. Они располагаются выше и ниже уровня моря. Вдоль гористых берегов Скандинавии и Канады стрэндфлеты выглядят как предгорные денудационные ступени шириной от 0,4 до 8,0 км, которые часто заходят во фьорды вдоль берегов Норвегии. Ф. Нансен (1938) выделяет несколько террасовых уровней: подводный (до 50 м), четко выраженный в районах шхер Нордмёре-Трённелага и Хельгелана; нижний надводный на высоте до 15—18 м над уровнем моря; верхний надводный высотой 30—40 м. Во фьордах побережья Шпицбергена подводные террасы прослеживаются на глубинах 50, 25, 5 м, наземные террасы — на отметках 8—20, 50—55, реже 100 м, а наиболее высокая терраса — на глубине до 234 м. Широкие стрэндфлеты развиты вдоль берегов узких фьордов и заливов Восточной Канады, например, в эстуарии Св. Лаврентия. Узкие (0,2—1,0 км) надводные и более широкие (2—4 км) подводные стрэндфлеты распространены вдоль Новой Земли. На некоторые абразионные террасы архипелага наползают выводные ледники.
Вероятной представляется двухэтапная схема развития стрэндфлета, которая первоначально была высказана Ф. Нансеном, а затем развита современными исследователями. Первый ледниковый этап их развитая происходил в конце дегляциации последнего оледенения. В позднеледниковое время осциллирующие ледниковые лопасти и языки выпахивали и выравнивали осушенную поверхность коренных пород. В раннем голоцене, когда на побережье еще функционировали фьордовые ледники и стала развиваться послеледниковая трансгрессия, обширные площади прибрежного шельфа, свободные от материкового льда, находились в перигляциальной и перигляциально-морской обстановке. Активно протекавшее морозное выветривание, снежная эрозия (нивация) в сочетании с морской абразией, денудацией плавающих льдов и припая, водно-ледниковой деятельностью способствовали планации поверхности дна и созданию стрэндфлета.
Наряду с криогенными процессами на развитие стрэндфлета влиял морской лед. Блоки прибрежного льда, приподнимаясь и отрываясь мощными приливами или течениями, уносили с собой грунт, вмерзший в лед. Так, скорость ледовой эрозии нижнепалеозойских известняков и сланцев достигает на острове Готланд в Балтийском море 30 куб. м грунта в столетие с 1 кв. м шельфа. Это при благоприятных условиях изостатического подъема берега позволяет выработать террасу в 1 км за 10 тыс. лет. Формированию различных ярусов цокольных террас способствовали изостатические перемещения береговой зоны и ритмичный характер послеледниковой трансгрессии. Широкие террасы могли создаваться в результате заметных перерывов в гляциоизостатическом поднятии побережья и в моменты замедления скорости или стабилизации поднятия уровня океана.
За пределами шельфа в глубоководье осадко — и рельефообразование происходят под влиянием гравитационных и гидродинамических процессов. Мощные поверхностные течения, такие, как Северо-Атлантическое, могут оказывать непосредственно эрозионное воздействие на верхнюю часть материкового склона. Учитывая, что покров современных осадков очень мал, а мощность его увеличивается (от 0—5 до 20—40 см) вниз по склону, материковый склон можно отнести к зоне транзита и переотложения рыхлых осадков. В водной толще (20—100 м) над поверхностью склона отмечается так называемый нефелоидный слой, содержащий минеральную и органическую взвесь сравнительно высокой (0,0—6,0 мг/л) концентрации. Одним из важнейших факторов, определяющих вынос в абиссаль взвеси и осадков, взмученных на краю шельфа и в верхней части материкового склона приливными и постоянными течениями, являются различные по природе донные течения в подводных каньонах и ущельях. Скорость таких течений достигает 5—20 см/с, что достаточно для перемещения по склону мелких песков, алевритовых частиц, органических остатков. Как известно, органическое вещество в современных осадках на дне подводных каньонов и в абиссальных каналах благоприятствует жизнедеятельности глубоководной фауны.
Основной фактор развития морфологии материкового подножия и абиссальных равнин — медленное аккумулятивное выравнивание за счет накопления карбонатных (фораминиферовых) и слабокарбонатных пелагических осадков. Судя по мощности (от 0,4—0,8 до 1—3 м) голоценового микрослоистого покрова, состоящего из глин и алевритов, современные скорости осадконакопления заметно сократились по сравнению с ледниковыми эпохами. Самые большие толщи голоценовых илов обычно залегают в руслах абиссальных каналов, в которых отлагается взвесь, выносимая из подводных каньонов придонными течениями (например, мутьевыми потоками малой — 14 мг/л — плотности), а также глинистые осадки, влекомые постоянными донными течениями. В современный период в каньонах деятельность мощных мутьевых потоков, за исключением потоков, связанных с землетрясением, не установлена.
Большое влияние на морфологию и осадки равнин ложа океанов оказывают глубинные донные течения. Такие течения придерживаются склонов континентальных окраин и флангов срединно-океанических хребтов. Их влияние на дно океанов четко видно на фотографиях по знакам ряби и знакам размыва. Рассмотрим для примера поток придонных вод, поступающих из Норвежско-Гренландского бассейна. Огромный объем норвежских вод (порядка 4,6 куб. м/с), переливающихся через Фареро-Исландский порог, проходит через зону желобов-разломов Гибса. Согласно последним американским океанографическим исследованиям, почти весь желоб Гибса глубже 2 км заполнен холодными водами норвежского происхождения. Средние скорости западного переноса вод составляли 3,8—4,4 см/с. Зимой скорость течения практически равна пулю, а весной и осенью возрастает до 7—8 см/с. Общий западный перенос вод на глубине ниже 2 км оценивается в 2,4-106 куб. м/с. Исландско-шотландская вода несет значительное количество взвеси (25 мг/л). Над дном создается сильно выраженный нефелоидный слой мощностью 100 м. Растекаясь вдоль восточного склона хребта Рейкьянес, затем переходя через желоб Гибса и вдоль западной стороны хребта Рейкьянес, а далее — вдоль подошвы южно-гренландской континентальной окраины, холодные донные течения перемещают и накапливают громадное количество голоценовых осадков.
Экзогенные процессы в зоне Северо-Атлантического и других срединно-океанических хребтов имеют подчиненное значение. Исследования, проведенные с помощью глубоководного бурения, драгирования и фотографирования дна, свидетельствуют о том, что распространение рыхлых осадков на гребнях и склонах хребтов имеет прерывистый характер или осадки отсутствуют вовсе. Донные отложения небольшой мощности в понижениях поверхности вершин имеют в основном позднечетвертичный возраст. Среди современных отложений в зоне хребтов наиболее характерны карбонатные осадки, почти полностью состоящие из планктонных остатков. В легкой фракции осадков наряду с биогенными карбонатами присутствуют полевые шпаты и серпентин. В целом рыхлые отложения хребтов, расположенных в Северо-Западной Атлантике, Норвежско-Гренландском бассейне, Южном океане, формируются под влиянием выветривания коренных вулканических пород, биогенного осадконакопления, а также за счет терригенного материала, разносимого айсбергами. Осадконакопление, заметное в целом на флангах хребтов, в межгорных ущельях и котловинах, практически не оказывает существенного влияния на первоначальный вулканический облик поверхности гор.
Итак, послеледниковое экзогенное рельефообразование на шельфе, материковом склоне, материковом подножии в абиссальных равнинах было связано с постоянными (поверхностными, донными) и приливными течениями, остаточными гляциальными явлениями (айсберговым выпахиванием, айсберговой аккумуляцией, термоабразией), биоэрозией, гравитационными потоками и некоторыми другими факторами. Голоценовое рельефообразование, несмотря на заметную деятельность в пределах континентальных окраин, не оказало существенного влияния на реликтовую морфоскульптуру дна. Подводные мезоформы гляциального и перигляциального рельефа, созданные в эпохи четвертичных материковых оледенений, сохранили в достаточной степени свои первичные морфологические черты. Гляциальный и перигляциальный рельеф дна определяет особенности строения поверхности континентальных окраин и ложа океана в полярных и умеренных широтах земного шара. Мы считаем, что в будущем наиболее крупные результаты в палеогеографии и экологии четвертичного периода будут достигнуты в изучении эволюции жизни и эволюции среды, информация о которых записана в толщах осадков дна океанов.