Общие сведения и факторы формирования континентальных окраин Индийского океана

Все материки Индийского океана окаймлены материковой отмелью, или шельфом, отделенным от ложа океана материковым склоном и материковым подножием. Значительная часть шельфа до глубин по крайней мере 100—120 м несет на своей поверхности следы абразионно-аккумулятивной деятельности океанских волн, протекавшей на фоне глобальных колебаний уровня Мирового океана. Волны деформируются, частично разрушаются на шельфе и в дальнейшем подвергаются рефракции, разворачиваясь своим фронтом по нормали к берегу, обеспечивая тем самым поперечный перенос осадков к берегу. Таким образом, чем шире шельф, тем большим деформациям подвергаются океанские волны и обеспечивается постоянный вынос донного материала к урезу в большем количестве (Каплин и др., 1991).

Особенности развития прибрежных зон Индийского океана (рис.1) определяются рядом факторов: геолого-тектоническим и геоморфологическим строением континентальных окраин, экзогенными процессами их эрозии, транспорта и аккумуляции осадочного материала (колебательные процессы эвстатического и приливно-отливного характера, волновая и химическая абразия, твердый сток рек, эоловые процессы, развитие рифостроящих сообществ и т.д.).

На динамику формирования береговой линии и рельефа шельфовых областей Индийского океана оказывают влияние эвстатические колебания уровня океана, обусловленные тектоническим и климатическим факторами, которые приводят к поднятию и опусканию побережий и формированию террасовых уровней (Каплин и др., 1991). Не являются исключением и шельфовые области, в пределах которых обнаруживаются погруженные террасы (Клосс и др., 1978).

Еще одним важным фактором являются Морфодинамические изменения на побережьях, связанные с катастрофическими явлениями в области активных континентальных окраин. В Индийском океане активные континентальные окраины приурочены к полосе столкновения литосферных плит вдоль внешнего обрамления Зондского архипелага, у северного побережья Оманского залива и вдоль побережья Макран Аравийского моря в восточном Иране и Пакистане. Побережье Макран, находящееся в зоне субдукции океанической коры, подвержено сильным землетрясениям(Павлидис, Никифоров, 2007). Под действием одного из них в 1945 г. у побережья Макран образованы несколько островов, сложенных молодыми осадочными породами, которые быстро были присоединены к материковому берегу аккумулятивными формами типа томболо (NASA http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_DOCS/geomor- phology/).

Рис.1. Карта Индийского океана (http://dic.academic.ru).

 

Исключительно большое значение в процессе развития рельефа береговой зоны и шельфа Индийского океана имеют коралловые и мангровые образования. Благоприятная обстановка для их развития сложилась благодаря внутритропическому географическому положению океана (Каплин, и др., 1991).

В результате жизнедеятельности рифостроящих организмов создаются коралловые платформы - риф-флеты, которые могут достигать ширины в несколько километров. Такие платформы служат естественным препятствием для океанических волн, которые обычно разбиваются у их внешнего края. В результате абразионные берега превращаются в аккумулятивные

Существенное влияние на формирование берегов Индийского океана оказывают и эоловые процессы (рис.2; рис.3), поскольку в пределах побережий и прилегающих районов здесь находятся крупнейшие пустыни и полупустыни мира (Нубийская, Большой Нефуд, Руб-эль-Хали, Данакиль, Сомалийская, Тар). Выражается влияние эоловых процессов, прежде всего, в поступлении в океанскую акваторию с суши огромного количества пыли; по самым скромным расчетам во время пыльной бури через один километр берега проносится 125 т пыли в сутки (Каплин и др., 1991).

 

Рис.2. Направление ветра в январе (Канаев и др., 1975).

Рис.3. Направление ветра в июле (Канаев, и др., 1975).

 

Индийский океан, хоть и является, подобно Атлантическому, продуктом распада Пангеи, существенно отличается от последнего и по своей общей, более изометричной конфигурации, и по своей внутренней структуре, и по истории своего развития. Его структура определяется существованием не одного, а трех спрединговых хребтов, образующих почти в центре океана тройное сочленение Родригес. Соответственно следует выделить в его структуре три сектора, или сегмента: Северо-Западный (Индо-Аравийский), Юго-Западный (Африкано-Антарктический), Юго-Восточный (Австрало-Антарктический) (Хаин, 2000).

Однако, касательно берегов Индийского океана, выделяют немного другие области, все дело в том, что Индийский океан окружен материками, значительную часть которых занимают древние докембрийские платформы. Края этих платформ уходят под воды океана, образуя подводные окраины материков.

Континентальные окраины в Индийском океане отчетливо демонстрируют большие различия, обусловленные вариациями скорости осадконакопления. Например, в северной части океана крупные конусы выноса Ганга и Инда протягиваются по обе стороны индийского субконтинента. Поистине гигантской, по количеству осадков является Африканская континентальная окраина, относительно всего земного шара (Геология континентальных окраин…, 1978). Более подробно это будет рассмотрено в следующих главах.

Выделяют следующие окраины Индийского океана:

· Окраина Африки

· Окраина Азии

· Зондская островная дуга

· Окраина Австралии

· Окраина Антарктиды

Окраина Африки

 

Континентальная окраина Африки это район вертикальных движений, который является типичным примером окраин атлантического типа. Ранее предполагалось, что в прибрежных районах африканских берегов Индийского океана существуют структуры сжатия, однако в настоящее время эти теории оставлены. Сейчас все структуры связывают с вертикальными или растягивающими движениями, а куполообразные структуры в Танзании и на Мадагаскаре обусловлены глубинными интрузиями магматических пород и течением соли. Помимо этих структур выделяют пологую складчатость, связанную с движениями по разломам и общим прогибанием. Районы структурных поднятий рассекаются большим количеством продольных сбросов, окончательное развитие которых завершилось формированием миоценовых толщ. Так как большинство сбросов имеют крутое падение, то разумно полагать, что решающую роль играют вертикальные давления, а не сильное горизонтальное растяжение.

Шельфовые пространства вдоль восточного побережья Африки имеют ширину от первых десятков до 600 км и ограничены изобатой 200 м. Красноморский шельф (рис.4), примыкающий как к африканскому, так и аравийскому побережью характеризуется шириной до 200 км, а ограничивающий его перегиб находится на глубинах около 150 м. Весь Персидский залив, по сути, является шельфовым бассейном.

Наибольшей ширины (200 миль) подводная континентальная окраина Африки достигается у южной оконечности, в районе мыса Игольного (Агульяс), главным образом это происходит за счет расширения (до 140 миль) шельфа. На внешней части последнего находится банка Агульяс. среди ровной или слегка волнистой поверхности банки располагаются поднятия дня с относительной высотой, судя по отметкам глубины, до 100м и более.

 

Рис.4. Африканский шельф Красного моря (Google Earth).

В северо-восточном направлении наблюдается резкое сокращение ширины шельфа, а затем постепенное уменьшение и у мыса Решоре составляет всего 20 миль.

Отдельно стоит выделить Мозамбикский хребет – это массивный выступ материкового склона, протянувшийся вдоль 35°в.д. почти на 600 миль. Хребет имеет ассиметричный профиль (относительная высота восточного склона на 1000-1500 м выше западной). Бурение в северной части Мозамбикского хребта на глубину 2088 м показало, что под 400-метровой толщей осадков залегают базальты. Явные признаки выветривания верхней части базальтов и мелководности залегающих на них осадочных пород свидетельствуют о значительном опускании дна, начавшемся, вероятно в меловом периоде.

Осадки вдоль южной окраины части материка в основном органогенные (ракушечные) и терригенные (гравийно-галечные и песчаные на шельфе и алевритовые и пелитовые фораминиферовые или на материковом склоне). На шельфе Южной Африки широко развиты фосфоритовые конкреции, главным образом на банке Агульяс.

Осадки на шельфе Экваториальной и Северо-Восточной Африки представлены большей частью также органогенными (коралловыми и ракушечными) песками с примесью терригенного материала. В пределах материкового склона они сменяются фораминиферовыми илами. Мощность осадков на шельфе и в верхней, наиболее крутой части материкового склона невелика, но у подножия в пределах аккумулятивного шлейфа достигает 2 км.

Близ северо-восточной оконечности Африканского материка находится группа островов, самый большой из которых называется Сокотра. Эти острова представляют собой, по существу часть огромного массивного выступа материка, так как по рельефу и геологии они имеют схожее строение с прилегающей частью Африки.

Подводная окраина Африки в Аденском заливе узкая. Побережье (рис.5) Африки в Аденском заливе почти на всем протяжении крутое. Близ острова Осболей у подножия материкового склона имеется значительный аккумулятивный шлейф, с ровной, слегка вогнутой поверхностью. Сам материковый склон представляет здесь уступ со слегка расчлененной поверхностью, крутизной 4° (на глубине 1000-2000м).

 

Рис. 5. Побережье Африки в Аденском заливе (Google Earth).

 

По территории Мозамбика и ЮАР протекают крупные реки Замбези и Лимпопо и множество более мелких рек. В сухой сезон многие реки мелеют — даже у Замбези расход воды, сокращается в 12—15 раз. Реки являются одним из основных поставщиков рыхлого материала в береговую зону и шельф (Каплин и др., 1991).

Речные осадки, поступающие в океан, частично разносятся и вдольбереговыми течениями, питая песчаные пляж, протягивающиеся на десятки и сотни километров.

В результате волнового воздействия различных типов волн в береговой зоне проявляется широкий спектр абразионных (волноприбойные ниши и площадки, клифы, абразионные останцы, обвальные, оползневые и оплывневые формы и т.д.) и аккумулятивных (пляжи, береговые бары и валы, косы, подводные валы) форм рельефа. Значительная часть шельфа до глубин 100-120 м также несет на своей поверхности следы абразионно-аккумулятивной деятельности океанских волн. Здесь в результате действия приливно-отливных течений, формируется большое количество узких гряд и ложбин с перепадами высот до первых десятков метров.

На берегах, сложенных карбонатными породами, проявляются процессы не только механической, но и химической абразии. В результате растворения, в таких толщах образуются гроты, ниши, карнизы и останцы, микроформы рельефа (кары и каровые борозды). Химическая абразия способствует значительному увеличению скорости отступания известковых берегов. В ряде случаев, в результате химической абразии, происходит ряд процессов, приводящих образование специфических осадков и горных пород: 1) в активной водной среде, наблюдается формирование карбонатных оолитов; 2) выпадение CaCO3 в коллоидном состоянии в слабоактивных гидродинамических условиях, в результате чего происходит цементация накопившихся осадков; этот процесс имеет существенное значение при формировании коралловых платформ; 3) цементация отложений песчаного пляжа карбонатом кальция при взаимодействии с пресными грунтовыми водами. При размыве последних образуются системы разорванных в пространстве наклонных плит, фиксирующих ранние стадии развития пляжа и береговых аккумулятивных форм.

Еще одним типом биогенного берега, являются приливные участки с широкой илистой осушкой, на поверхности которой развивается специфическая мангровая растительность. Берега такого типа особенно характерны для устьев рек и занимают значительные площади в Юго-Восточной Африке, на Западном Мадагаскаре, в Юго-Восточной Азии. Итак, рассматривая окраины Африки следует выделить основные характерные особенности:

1. Узкий шельф и крутой материковый склон, максимальная ширина подводной окраины до 200 миль.

2. Широкое развитие в северной и южной частях шельфа абразионно-аккумулятивного рельефа, а в средней – биогенного (коралловых рифов).

3. Простое строение материкового склона, большей частью представляющего уступ, высота, крутизна и расчлененность которого сильно меняются.