ТОР 5 статей: Методические подходы к анализу финансового состояния предприятия Проблема периодизации русской литературы ХХ века. Краткая характеристика второй половины ХХ века Характеристика шлифовальных кругов и ее маркировка Служебные части речи. Предлог. Союз. Частицы КАТЕГОРИИ:
|
Глава XII ГЕОМОРФОЛОГИЯ ДНА ОКЕАНОВ И МОРЕЙВ рельефе и строении дна океана выделяется четыре основных части: подводная окраина материков; переходная зона; ложе океана; с р е д и н н о - о кеа н ич е-ские хребты. Известно два типа океанических окраин: атлантический — без переходной зоны и тихоокеанский — при котором к материковому склону непосредственно примыкает переходная зона. Подводная окраина материков, составляя около 22% площади океана, по своему рельефу достаточно четко делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и подножие материка (рис. 60). Шельф (8% площади мирового океана) представляет собой наиболее мелководную часть океана, располагающуюся между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находится в среднем на глубине 180—200 м, но в отдельных случаях может быть на глубинах от 50—60 до 400 м и более. Наиболее широк шельф там, где он является продолжением материковых платформенных равнин (шельф Северного Ледовитого океана, атлантического побережья Северной Америки) и наиболее узок —там, где он примыкает к горным сооружениям складчатых областей. В структурно-геологическом отношении шельф представляет собой непосредственное продолжение прилегающих к океану участков суши. В общем шельф образует полого наклоненную к океану равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф волнистых или холмистых равнин, являющихся реликтовыми суба-эральными формами. Здесь можно наблюдать реликтовые экза-рационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние береговые линии, подводные продолжения речных долин, затопленные террасы и другие формы. Реликтовые формы более типичны для внешнего края шельфа, который редко оказывается в области действия береговых процессов; внутренний прибрежный край шельфа вследствие колебаний уровня океана формируется под активным влиянием береговых процессов и представляет собой абразионно-аккумулятивную поверхность выравнивания, где почти не сохранились реликтовые субаэральные формы. Участки сложного расчлененного рельефа шельфа часто связаны с проявлением новейших тектонических разрывов. Вопросам строения и происхождения шельфа посвящены работы О. К. Леонтьева, Ф. Шепарда, Д. Г. Панова и др. Различают шельфы платформенных и геосинклинальных областей. Среди первых выделяют четыре типа: шельф древних платформ отличается небольшой шириной и обычно слабой расчленен- 168ностью в основном подводными долинами. Шельф палеозойских платформ имеет наибольшую ширину; наряду с унаследованным рельефом, весьма распространен рельеф, образованный молодой разрывной тектоникой (шельф Северного Ледовитого океана). Шельф мезозойских платформ представляет собой слабо расчлененные затопленные аккумулятивные равнины суши (шельфы восточной части Ледовитого океана). Шельф окраинных прогибов материков сформировался на мезо-кайнозойских отложениях, перекрывающих палеозойский фундамент. Широко распространен унаследованный эрозионный рельеф; тектонически обусловленные формы встречаются редко (шельф у берегов Западной Европы). Для геосинклинальных областей характерны два типа шельфа. Шельф мезозойских складчатых структур имеет незначительную ширину и очень сильную расчлененность, связанную с тектоническими движениями глыбового характера (Тихоокеанский шельф у берегов Америки). Шельф современных геосинклинальных областей с крутыми углами наклона, глубоко расчлененный подводными долинами и каньонами, с вулканическими формами рельефа (шельф западной части Тихого океана и Индонезии). О происхождении шельфа существуют различные точки зрения. Первоначально ведущую роль в формировании шельфа отводили абразии (А. П. Карпинский, В. Дэвис и др.). Сложный и разнообразный рельеф шельфов указывает на возможность различных путей их образования. Согласно Ф. Нансену, шельфы могут быть образованы морской абразией за счет опускания под уровень моря пенеплена, в результате накопления прибрежных морских осадков или ледниковых отложений. Ф. Шепард указал на значительную роль колебаний уровня Мирового океана и связанной с ними абразии, а также на влияние придонных течений, роста коралловых рифов и прибрежной аккумуляции. Многие исследователи, кроме того, отмечали значение колебательных тектонических движений и развивающихся в связи с этим трансгрессий и регрессий моря, подчеркивая то роль аккумуляции, то — абразии. Многочисленные особенности морфологии шельфа свидетельствуют о том, что образование его обусловлено неотектонически-м: опусканиями краевых частей материков, на которые накладывались изменения уровня Мирового океана в связи с развитием оледенений в антропогене, при существенной роли абразии во время трансгрессий. Изучению шельфа в последние годы придается большое значение в связи с поисками и разведкой прибрежных россыпей и нефте-газоносных структур. Материковый, или континентальный склон представляет собой относительно крутой склон (от 3—5 до 10—15°) между бровкой шельфа и ложем океана до глубин 2000—2500 м и более. Поверхность склона часто неровная, имеет сбросовый ступенчатый характер; но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона нередко наблюдается крупный холмисто-западинный рель- 170 еф, связанный с подводными оползнями. Характерной формой рельефа континентального склона являются подводные каньоны, прорезающие склон поперек. Наиболее крупные каньоны имеют и длину сотни километров, некоторые начинаются в пределах шельфа близ устьев рек и заканчиваются обычно у подножия склона или выходят к ложу океана. Глубина их вреза от сотен метров до 1 км и более, ширина на уровне бровок от 1 до 10— 15 км. Склоны каньонов крутые, местами вертикальные, ступенчатые. Каньоны могут быть врезаны как в скальные породы, так и в рыхлую илистую массу. В устье каньонов обычно располагаются мощные конусы выноса, прорезаемые неглубокими ветвящимися ложбинами. Происхождение каньонов точно не выяснено. А. Вегенер, (). К. Леонтьев и многие другие ученые связывают их с тектоническими трещинами, иногда с грабенами, осложняющими матери-ковый склон. Другая очень распространенная гипотеза объясняет образование каньонов подводной эрозией морского дна мутье-ными потоками — стоком по дну воды, насыщенной обломочным материалом, илистой мутью. Эти потоки, обладая большем плотностью, чем морская вода без взвесей, проходят через каньоны, углубляют дно, разрушают склоны и образуют в устье конусы выноса. Мутьевые потоки могут быть связаны со штормовыми сточными течениями, с выносом массы обломочного материала реками во время паводков, с подводными оползнями и обвалами, обусловлены волнами цунами. Эта гипотеза, конечно, не противоречит первой и может быть хорошо увязана с ней. Происхождение материкового склона Ж. Буркар связывает с континентальной флексурой. Ф. Шепард, допуская возможность такого генезиса в отдельных случаях, более характерной считает сбросо-вую природу склона, не исключая и возможности его аккумулятивного происхождения. Материковое (континентальное) подножие представляет собой полого наклонную к океану, часто слабоволнистую равнину, окаймляющую в ряде районов основание материкового склона полосой до тысячи километров в ширину на глубинах 2-4, иногда 5 км. Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоководное дно океана. Переходная зона характеризует тихоокеанский тип окраин склонов. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана. В типичной переходной зоне выделяются* следующие крупные элементы рельефа: 1) глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-равнинным рельефом; 2) внутренние и внешние (ближе к океану) островные дуги (Японская, Филиппинская, Курильская и др.) с продольной депрессией между ними глубиной до 3—5 км; 3) глубоководный желоб, сопряженный с островными дугами и вытянутый параллельно внешней дуге островов, которая круто обрывается в желобу. Известно 27 глубоководных желобов, из которых пять имеют глубину более 10 км. Вдоль Тихоокеанского побере- 7* 171 жья Центральной и Южной Америки в переходной зоне имеется только один элемент — глубоководный желоб. Эта зона отличается высокой сейсмической активностью и проявлением молодого вулканизма. Ложе Мирового океана с земной корой океанического типа располагается на глубинах более 3—4 км и занимает около 51% всей площади океана. В рельефе ложа широко развиты абиссальные равнины, представляющие собой плоские или чаще «холмистые» котловины, расположенные на глубинах от 3,5 до 6—7 км. Наибольшее распространение, особенно в Тихом океане, имеют «холмистые» равнины, рельеф которых осложнен подводными холмами и горами вулканического происхождения, имеющими высоту 100—300 м и более 1 км. Абиссальные котловины разделены горными хребтами и валообразными поднятиями различных размеров. Среди них различают океанические кряжи, преимущественно тектонического происхождения (глыбовые горы), а также цепи вулканических гор и отдельные вулканы, образующие нередко острова в океане. Известны подводные плато — обширные возвышенности, также несущие вулканы. В рельефе ложа океана нередко встречаются плосковершинные подводные вулканические горы, называемые гайотами, расположенные на глубинах до 2,5 км. Происхождение их связывают с абразией, срезавшей вершины гор еще до погружения их на значительную глубину. Иногда гайоты заканчиваются коралловыми постройками. Срединно-океанические хребты имеются во всех океанах и занимают 17% их площади. Наиболее четко выражен Срединно-Атлантический хребет. Он проходит вдоль всего Атлантического океана с севера на юг и делит его на две почти равные половины. Несколько смещен к западу срединный хребет в Индийском океане; в Тихом океане хребет проходит в его юго-восточной части, на севере вплотную примыкая к материку Северной Америки. Все срединные хребты смыкаются в центральной части Индийского океана. Срединно-Атлантический хребет представляет собой огромное сводообразное поднятие шириной около 1000 км с сильно расчлененными горными склонами и гребнем высотой над дном океанической котловины до 3 км. Вдоль гребня этого хребта почти непрерывно протягивается глубокая грабенообразная, рифтовая долина, дно которой находится на 2—3 км ниже вершины гребня, на глубине около 4 км. Ширина долины между гребнями окаймляющих хребтов до 30—60 км. Дно долины неровное; здесь нередко возвышаются горы до 500—700 м. Срединные хребты рассечены системой поперечных разломов, в зонах которых также имеются глубокие вытянутые долины. Таким образом, рельеф дна Мирового океана весьма сложен. Выровненные пространства занимают в общем не очень большую часть океанического дна. Даже в пределах абиссальных равнин новейшими исследованиями выявлены сотни вулканических гор. На дне океана высятся грандиозные горные хребты. Глава XIII НЕОТЕКТОНИКА И РЕЛЬЕФ* По имеющимся данным, денудация приводит к снижению уровня суши со средней скоростью около 0,05 мм в год. При средней Высоте суши 875 м вся она была бы срезана за 17,5 млн. лет. В го-|),|.ч скорость сноса еще больше. По приблизительным оценкам, например, хребты Таджикистана (повыносу наносов рекой Вахш) сре- ааются со скоростью 1,6 мм в год. Это значит, чтобы полностью снивелировать хребет высотой 1600 м, необходимо всего 1 млн. лет. Однако, несмотря на это, поверхность Земли покрыта крупнейшими неровностями. Существование горного рельефа может быть Объяснено лишь постоянным возобновлением поднятий, благодаря продолжающимся тектоническим движениям. Важным подтверждением существования этих движений служит наличие в горах, да и на равнинах, молодых отложений, сформировавшихся во впадинах, а ныне поднятых высоко над уровнем моря. Так, на Кавказе древнечетвертичные отложения подняты на 600—700 м над уровнем дна речных долин. Морские отложения плиоцена залегают на высотах более 3 км над уровнем моря. Но о-ве Тимор коралловые рифы четвертичного возраста находятся на высоте 1000 м над морем. С другой стороны, также четвертичные коралловые рифы в море Банда (Индонезия) оказываются опущенными на глубины 3—4 км, а ложе четвертичных континентальных отложений в Куринской впадине залегает на глубинах 1200—1800 м от поверхности земли, что может быть истолковано только как результат очень длительных тектонических опусканий. Эти и многие другие данные неопровержимо свидетельствуют о проявлении в новейшее время тектонических движений земной коры, которые, как уже отмечалось, получили название новейших, или неотектонических движений, создающих структурные формы различных размеров. Главным свойством неотектонических процессов в новейший этап развития является отражение их в рельефе земной поверхности. Длительно действующие тектонические движения приводят как к унаследованному развитию, отражаясь в формировании активных древних морфоструктур, так и к образованию новых тектонических форм рельефа разных рангов. Основы структурного плана и рельефа земной поверхности начали создаваться в далеком геологическом прошлом. Образование же крупнейших форм современного рельефа следует связывать с новейшими тектони- * Глава написана Н. И. Николаевым.
ческими движениями, которые изучаются неотектоникой. Под неотектоникой понимают направление в геотектонике, изучающее структурные формы земной коры и выражение их в современном рельефе, обусловленные проявлением неотектонических движений в этап их активизации, соответствующий позднему кайнозою (олигоцен-четвертичное время). Продолжительность неотектонического этапа развития Земли, выразившегося в усилении тектонических процессов в местах, где раннекайнозойские движения были выражены слабо или не проявлялись совсем, приблизительно оцениваются в 30—35 млн. лет. Именно в этот отрезок времени рельеф земной поверхности приобрел современный облик. Все это обусловливает теснейшую связь геоморфологии с неотектоникой. Современные движения земной коры. Развитие методов изучения неотектоники позволило выделить современные движения, происходящие в настоящее время и последние 100—200 лет. Они изучаются главным образом путем применения инструментальных методов — геодезических, геофизических и астрономических. Для измерения относительного положения суши и моря используют специальные высокоточные уровнемерные приборы: футштоки, мо-реографы. Наблюдения над ними, регулярно проводящиеся во многих пунктах земного шара, позволяют выявить, с одной стороны, общие изменения связанные с эвстатическими колебаниями уровня океана, с другой — местные изменения, обусловленные современными движениями земной коры в прибрежной полосе. Внутри континентов современные движения выявляются путем проведения повторного высокоточного нивелирования. Накопление этих данных и увязка их с уровнемерными наблюдениями на побережьях путем вычислений позволяют установить абсолютные значения скоростей поднятий и опусканий. Геолого-геоморфологические признаки современных движений наиболее отчетливо обнаруживаются на побережьях морей и крупных озер. В местах, где земная кора опускается, береговая линия испытывает гидрократическое движение — перемещается в сторону суши. Происходит трансгрессия. При этом наблюдаются заметные изменения рельефа: уменьшаются размеры речных дельт, бары наступают на лагуны, образуются эстуарии, губы. На опускание указывают также затопленные торфяники, леса, археологические памятники. По берегам происходит повышение уровня грунтовых вод, заболачивание. Наблюдается срезание береговыми линиями озер и морей, дорог и каналов. При геократических движениях береговых линий, с их перемещением в сторону моря, т. е. при регрессиях, происходят иные изменения в рельефе. В районах поднятий, как, например, в пределах Скандинавского полуострова, на глазах одного поколения проливы между островами заметно мелеют, мелкие острова постепенно сливаются в один большой остров, появляются новые участки суши. Увеличиваются в размере речные дельты, расширяются бары на лагунных берегах, осушаются лагуны. На подня- 74 тия указывают последовательно поднимающиеся вглубь берега береговые валы, поднятые над верхним пределом заплеска волн полноприбойные ниши. Итоги изучения современных движений отражены на сводной карте современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы (масштаб 1: 2 500 000) под редакцией Ю. А. Мещерякова (1971 г.). Карта отражает интенсивность и направленность современных вертикальных движений, имеющих суммарный размах от —12 до +13,5 мм/год и более. Однако величину этих движений нельзя распространять на движения всего неотектонического этапа. В течение более длительного геологического времени происходило наложение движений разного знака: поднятия сменялись опусканиями, а затем вновь возникало поднятие — В результате скорости неотектонических движений усредняются И оказываются во много раз меньшими. Местами (Япония) такая смена знака движения устанавливается непосредственными натурными наблюдениями при многократном повторном нивелировании. При изучении более длительных голоценовых молодых движении устанавливается, однако, что местами сохраняются тенденции к преобладанию ПОДНЯТИЙ, местами — опусканий. Молодые движения ВЫЯВЛЯЮТСЯ на основе анализа преимущественно голоценовых форм рельефа. На поймах рек в пределах поднятий отмечается врезание меандров, формирование цокольных пойм, врезанных конусов выноса, уменьшение мощности современного аллювия. На равнинах широко проявляется понижение уровня грунтовых вод, способствующее в зоне умеренно влажного климата облесению. Опускания отмечаются увеличением извилистости меандр, обилием стариц, смещением русел рек, озер и болот в сторону опускания, увеличением мощности аллювия против нормальной, преобладанием пойменных фаций и другими признаками. Еще более ярко проявляются эти устойчивые тенденции к поднятиям и опусканиям в развитии неотектонических движений. Методы изучения неотектоники. Для изучения новейших тектонических движений и результатов их проявления, в виде образования новейших структур, выраженных в современном рельефе, применяются разнообразные методы и методические приемы. Методов очень много и они описаны (Н. И. Николаев, В. Е. Хаин, Ю. А. Мещеряков и др.) в специальной литературе. Главнейшими из них являются геологические, геоморфологические и геофизические методы. Во всех случаях для правильного понимания рельефа и роли неотектоники в его формировании применяется комплексный, сопряженный анализ. Только таким путем можно избежать одностороннего подхода в выявлении главнейших факторов, влияющих на развитие рельефа, и увязать противоречия в данных, получаемых путем применения отдельных методов. Вывод о новейших поднятиях и опусканиях, смене знака движений делается по комплексу различных геолого-геоморфологических данных с обязательным учетом особенностей развития ранее сформированных тектонических структур. Однако особо важное зна-
чение в выявлении новейших движений и структур имеет анализ рельефа и связанных с ним коррелятных отложений, т. е. применение геоморфологических методов. Они основываются на представлении, что рельеф есть результат взаимодействия экзогенных, эндогенных процессов и геологического субстрата (литоло-гический состав, фации и мощности, структурные формы), на которые они воздействуют. Влияние неотектонических движений на рельеф очень разнообразно и его можно установить в формах рельефа разных таксономических категорий. Как уже отмечалось (см. главу II), в образовании крупных форм рельефа тектонический фактор играет решающую роль, и закономерности их развития всецело зависят от тектонического развития земной коры. Геоморфологические методы выявления новейших тектонических движений крайне разнообразны. Среди них могут быть отмечены многочисленные приемы обработки морфометрических данных, анализ поверхностей выравнивания, речных и морских террас и многие другие. Важное значение в изучении неотектоники и рельефа имеют дистанционные методы — анализ аэрофото- и космических снимков (см. главу XIV), а также картографический метод. Анализ карт позволяет установить главные закономерности в размещении и взаимодействии геологических структур и форм рельефа, их пространственных взаимосвязей. В ряде случаев значение имеет использование и таких методов, как историко-археологические, биогеографические и др. Содержание неотектонических исследований зависит от сложности геологического строения, характера рельефа, географической обстановки и степени открытости территории. Оно слагается: 1) из применения историко-геологического анализа (по возможности с наиболее ранних этапов), позволяющего выявить степень унаследованности неотектоники, 2) геологической интерпретации геофизических полей в их взаимосвязи с геоморфологическими данными, 3) выявления разными методами тектонически обусловленных форм рельефа (морфоструктур) и изучения их геоморфологического развития, 4) выявления влияния неотектоники на современные процессы денудации и аккумуляции. Новейшие, как и современные тектонические движения проявляются повсеместно. Поэтому данные, свидетельствующие о проявлении неотектоники, можно ожидать встретить в любом районе, в областях развития всех типов геоморфологических ландшафтов (см. главу XI). Однако правильный вывод о взаимосвязи рельефа и неотектоники можно сделать только учитывая весь комплекс признаков, указывающих на новейшие тектонические движения, которые в областях с разным тектоническим режимом будут разными. Наиболее широко применяемым приемом, позволяющим выявить движения земной коры, является изучение деформаций древних поверхностей выравнивания, часто образующих многоярусный рельеф как в горных странах, так и в равнинных областях. В понятие «выровненная поверхность» вклю-176чают денудационные и аккумулятивные поверхности не только континентального, но и подводного происхождения, которые могут быть выражены в современном рельефе или погребены. Такие полигенетические поверхности чаще всего наблюдаются в виде отдельных изолированных останцов, особенно в горных странах. Иногда на их поверхности сохраняется соответствующая им по возрасту древняя кора выветривания или маломощные континентальные или морские отложения. По положению поверхностей денудации в рельефе и по связанным с ними денудационно-эрозион-пым врезам можно оценить не только общую амплитуду поднятия страны со времени образования данной поверхности, но и выявить отдельные этапы этого процесса. Изменение отметок одной и той же поверхности выравнивания, ее деформация, а также колебания разности отметок смещенных поверхностей выравнивания позволяет установить характер их деформации (складчатой, разрывной), при этом учитывают степень влияния различных экзогенных процессов. Тщательный анализ всех данных позволяет установить и возраст исходной поверхности выравнивания и тем самым время деформаций. Следует иметь в виду, что в эпигео-синкли нальных областях горообразования обычно наблюдается несколько поверхностей выравнивания разного возраста. Поэтому и таких районах выявление новейших деформаций и их возраста значительно осложняется. Слияние поверхностей выравнивания и превращение их из денудационных в аккумулятивные, малое их расчленение, а также развитие рельефа по нисходящему типу с образованием вогнутых склонов указывает на проявление относительных опусканий. Высоко приподнятые, деформированные поверхности выравнивания, сильно расчлененные, дают указание на проявление тектонических поднятий. Наиболее благоприятным геоморфологическим объектом выявления новейших движений являются речные долины, так как речное русло особенно чувствительно ко всякого рода тектоническим перемещениям. Перестройка речного русла во времени неизбежна отражается на морфологии поймы, склонов речной долины, особенностях ее геоморфологического строения, находящих отражение в количестве, высоте, типах речных террас и их сохранности. Облик речной долины в целом отражает на себе суммарное проявление тектонических движений за время существования и жизни той или иной речной долины. Анализ речных долин в целях выявления неотектоники заключается в изучении и структурной интерпретации их планового рисунка и морфологии сочленения склонов долины и водораздельных пространств, выявления речных террас и их типов, а также строения поймы, продольного профиля террас, поймы и русла. Анализ террас (количество, относительные высоты, тип) позволяет восстановить геологическую историю развития долин и вместе с тем судить об особенностях новейших тектонических движений. Оценку интенсивности движений дают глубина эрозионного вреза каждой террасы и мощность приуроченного к ней ал-
лювия. При этом необходимо учитывать особенности формирования террас и конкретную обстановку. Различные типы террас (урезанные, вложенные, наложенные) свидетельствуют о различном режиме тектонических движений. О величине поднятий какого-либо блока земной коры в первом приближении можно судить но глубине эрозионного вреза от поверхности той или другой террасы до цоколя последующей, более низкой террасы. Интенсивность опускания определяется по изменению общей мощности террасовых отложений, с учетом нормальной мощности аллювия. Однако нельзя упрощенно принимать глубину эрозионного вреза и величину мощности аллювия за истинные амплитуды тектонических движений; не всегда глубина эрозионного вреза оказывается в какой-то мере пропорциональной неотектоническому поднятию, а величина опускания — мощности террасовых накоплений. При этом необходимо учитывать конкретную обстановку: нормальную мощность аллювия, которую следует вычитать из общей мощности аллювиальных накоплений данной террасы; возможные эвстатические колебания моря, куда впадает река; характер потока, зависящий от климатических факторов; величину реки, так как по притокам второго и третьего порядка наблюдается значительное уменьшение относительных высот террас и т. д. Изменение количества террас и их строения, приводящее к их расщеплению и увеличению количества террасовых уровней, свидетельствует о более интенсивных поднятиях, проявляющихся или локально, или охватывающих значительные площади. Этим объясняется большое количество террасе в горных областях по •сравнению с равнинными, платформенными. Много данных дает анализ деформаций продольных профилей террас и карт деформаций для террас разного возраста. При этом амплитуды деформаций разных террас принимаются за амплитуды тектонических движений за время существования террасы, а разность деформаций двух смежных по высоте террас — за амплитуду тектонических движений за время между этапами образования этих террас. При общем сводообразном поднятии горной страны террасы вверх по течению повышаются над руслом, наблюдается их расщепление (см. рис. 31, в). Вниз по течению террасы снижаются и уходят под уровень русла, переходя в погребенные аккумулятивные террасы. В случае выхода реки на прибрежную равнину речные террасы или смыкаются с морскими, или перекрываются морскими отложениями, или подстилаются ими. В случае пересечения рекой зоны, испытывающей дифференцированные движения, на разных ее отрезках развиваются террасы с разным строением и соотношением. В участках с интенсивным поднятием река течет в глубоком ущелье. Террасы сохраняются обрывками, высота их над урезом воды большая. По строению это эрозионные, реже цокольные террасы. На участках с менее интенсивными поднятиями террасы хорошо развиты, обладают значительной шириной, преимущественно цокольные. В погружающихся участках 378широкое развитие приобретает пойменная терраса, мощность аллювия возрастает, долина часто переуглубленная, выполненная аллювием погребенных террас. Чутким индикатором проявления новейших тектонических движений является строенье гидрографической сети. Выработанная уравновешенная гидрографическая сеть остается устойчивой до момента перестройки структурного плана. После этого, с некоторым запозданием, речная сеть начинает приспособляться к изменениям, вызванным проявлением неотектонических движений, что неминуемо отражается на плановом рисунке речной сети. При проявлении дифференцированных тектонических движений, особенно в подвижных областях, образуются речные перехваты. Куполовидные поднятия отражаются в формировании радиального и центробежного рисунка сети. Поперечные поднятия влияют на речные излучины, обтекающие их, вызывают резкие коленообраз-ные изгибы речных долин и др. Опускания ведут к образованию центростремительного рисунка речной сети. Дополнительно можно отметить, что о поднятиях в условиях горного рельефа свидетельствуют увеличение глубин эрозионных врезов, развитие рельефа по восходящему типу с образованием выпуклых склонов, поднятые над современным уровнем русла уровни карстовых пещер. В областях опусканий при определенных климатических условиях образуются некомпенсированные впадины, опущенные ниже уровня моря; отмечается аномально низкое положение древних снеговых линий. Многочисленные геоморфологические признаки новейших движений выявляются в пределах морских и озерных побережий и шельфа. При изучении их, однако, всегда необходимо учитывать возможное влияние эветатических колебаний уровня океана. На поднятия указывают морские террасы, значительные изменения их относительных отметок, широкое развитие подводных абразионных террас. Опускания фиксируются: образованием фиордов, эстуариев, преобладанием интенсивной абразии, погруженными ниже современного уровня моря террасами (береговыми линиями), подводными затопленными долинами и другими признаками суба-эрального рельефа, оказывающегося на дне водоема. Следует учитывать, что правильные выводы о неотектонических движениях можно делать только при: 1) полном учете всех признаков, указывающих на поднятия или опускания с обязательной привязкой их к абсолютному или относительному времени проявления; 2) рассмотрении их с обязательным учетом особенностей и направленности развития тектонических структур более древнего заложения, с учетом их ранга; 3) комплексности применяемых методов. Принципы составления карт новейшей тектоники. Существуют карты новейшей тектоники различных видов. Помимо упоминавшихся выше, составляются карты: неотектонического районирования, суммарного размаха и суммарных градиентов новейших тектонических движений, карты поэтапного неотектонического раз-179вития и др. Техника составления этих карт описана в специальных монографиях. Ниже кратко освещаются только принципы составления важнейшей карты неотектоники, показывающей суммарный размах неотектонических движений и созданные этими движениями структуры. Различают два типа карт: региональные карты новейшей тектоники среднего и крупного масштаба и общие — обзорные, мелкомасштабные карты, легенды которых строятся так, чтобы выразить наиболее общие тектонические особенности земной коры, повторяющиеся на любых участках континентов и океанического дна. В обоих типах изображение неотектоники может даваться различными методами: 1) путем районирования, 2) показа отдельных структурных форм (обычно значковыми обозначениями), 3) применения изолиний, проводимых в относительно устойчивых областях (на платформах) с малым сечением (шагом), а в подвижных зонах — с большим, 4) с использованием смешанных методов показа. На неотектонической карте СССР масштаба 1: 5 000 000 (1959 г.) (ред. Н. И. Николаев и С. С. Шульц) поднятия раскрашивались в коричнево-красные тона, опускания — в зеленые. Была применена система биполярной раскраски: густота ее возрастала с увеличением амплитуды вертикальной составляющей; малоподвижные территории оставались светлыми. В основу составления «Карты новейшей тектоники СССР и сопредельных областей» масштаба 1: 5 000 000 (1979 г.) положен принцип выделения новейших геоструктурных областей, различающихся общей направленностью и интенсивностью тектонических движений. На карте отражен субстрат, вовлеченный в поднятия и опускания, что достигается выделением подобластей. Суммарные неотектонические деформации количественно отражаются оцифрованными изобатами, т. е. линиями равных поднятий или опусканий земной коры. Величина деформаций определялась путем применения комплекса геолого-геоморфологических и палеогеографических методов по признакам, указанным выше. В пределах континентов выделялись: платформы (древние и молодые), орогены (эпиплатформенные — на дорифейском и ри-фейско-палеозойском складчатом основании; эпигеосинклиналь-ные — Альпийского и Тихоокеанского поясов; промежуточного типа на мезозойском и раннекаинозоиском складчатом основании) и рифтогены (внутриконтинентальные и сквозные — переходящие в океанические). В пределах переходных зон — периконтинен-тальные мегафлексуры материковых склонов и геосинклинальные пояса тихоокеанского и атлантического типов. В пределах океанов — платформы, орогены и рифтогены, различающиеся генезисом рельефа, строением земной коры и ареалом основных типов донных осадков. Основные черты неотектоники СССР и сопредельных областей В пределах указанной карты наибольшая часть площади континента и его шельфовой окраины падает на платформенные геоструктурные области. С юга и востока они окаймляются областями орогенеза. Небольшие участки составляют рифтогены и геосинклинальная область. На карте показана неотектоника Северного Ледовитого и Тихого океанов. Материковые платформы неотектонического этапа развития — относительно стабильные области с преобладанием общих слабых длительных поднятий. По характеру субстрата выделяются области, отвечающие древним — добайкальским платформам (Восточно-Европейская, Сибирская) и молодым платформам (Скифская, Туранская, Западно-Сибирская и др.). В их пределах выделены регионы, соответствующие щитам и массивам (рис. 61), как древним (Балтийский, Алданский, Украинский, Анабарский), так и молодым (Казахский, Салаирский, Северо-Таймырский и др.). Для платформ характерны умеренные поднятия и частично опускания коры континентального типа с мощностями в среднем 10 км, а также дифференцированные движения отдельных, разных размеров блоков, образующих изомегричные, мозаично-расположсиные участки поднятий и опусканий. Они хорошо выражены в рельефе. Ограничиваясь сеткой живущих разломов фундамента, блоки испытывают часто унаследованные движения. Вдоль линии разломов в чехле образуются локальные структуры. Платформы слабо сейсмичны, отсутствует вулканизм. Им соответствуют низкие и относительно приподнятые равнины (см. главу XI). В пределах Севера СССР, на шельфе Евразиатского материка выявляются субаквальные части платформ. Они представлены аккумулятивными и абразионно-аккумулятивными равнинами. В субаэральной части, подвергавшейся оледенениям, характерны проявления молодых гляциоизостатических движений. Преобладают блоковые движения со значительными амплитудами. (Эрогенные области новейшего этапа развития, показанные на карте, отличаются дифференцированными новейшими контрастными движениями значительных амплитуд с большими градиентами и с преобладанием поднятий. Различные типы орогенных областей (эпигеосинклинальные, эпиплатформенные) разнятся историей тектонического развития, отражающейся и на характере структуры. Обычно им свойственно утолщение земной коры (40— 70 км), нередко с образованием «корней» гор, проявление региональных аномалий геофизических полей. В большинстве случаев эти области отличаются интенсивной сейсмичностью и, местами, проявлением процессов вулканизма. Ярко проявляются блоковое строение и сводово-блоковые движения. Для многих регионов характерна большая плотность разломов, широкое развитие глубинных, коровых и поверхностных разломов, образующих несколько систем (продольные, поперечные, диагональные), что приводит к сильному раздроблению земной коры. В пределах территории Тянь-Шаня, например, сближенные развивающиеся. глубинные разломы образуют «узко-блоковую» структуру всего юга данной территории. Отмечаются сдвиговые перемещения, начавшиеся в геологическом прошлом и продолжающиеся в неотектоническом этапе. Например, для Талассо-Ферганского разлома суммарные перемещения в новейший этап оцениваются в 12—15 км, а на позд-нечетвертичное время падает около 1 км. В пределах надвигов и взбросов устанавливаются горизонтальные перемещения, оцениваемые от долей миллиметра до нескольких миллиметров в год. Для орогенных областей характерна линейность поднятий и погружений, значительные поднятия, достигающие тысяч метров, и такого же порядка погружения. Все это отражается на современном рельефе, имеющем горный характер и являющемся текто-ногенным (см. главу XI). Во многих местах он сильно расчленен и размах рельефа достигает первых километров; в предгорных и межгорных впадинах — выровнен. Области рифтогенеза, ранее рассматривавшиеся в составе области эпиплатформенного орогенеза, на неотектонических картах впервые были выделены Н. И. Николаевым (1969 г.). Заложи-лись они на разновозрастном складчатом основании со значительным разрывом во времени между предшествующей складчатостью и началом рифтогенеза. Расположение рифтовых зон в плане тесно связано с простиранием дорифтогенных зон трещин и разломов. Обычно они наследуют крупные зоны глубинных разломов,, возникших еще в докембрии. Для рифтовых зон характерны широкое проявление базальтового вулканизма и повышенная сейсмич--ность. Это протяженные, линейно вытянутые области поднятий С впадинами — рифтами, имеющими часто амплитуду прогибания, превосходящую величину поднятий в прилегающих хребтах. Крупнейшей является Байкальская рифтовая зона, протягивающаяся от Северной Монголии к краевой части Алданского щита. Момская рифтовая область переходит в срединно-океани-ческий хребет Гаккеля в Северном Ледовитом океане. В рельефе они представляют зоны невысоких вытянутых гор, разделенных обособленными впадинами, с тектоногенным рельефом, моделиро-. ванным процессами денудации. Среди геоструктур, переходных от континента к океану, выде-ляют периконтинентальную мегафлексурную зону материкового склона и достаточно сложный по своему рельефу геосинклинальный пояс тихоокеанского типа. В его пределах выделяются зре-лые и молодые островные дуги, глубоководные желоба и котло-вины. К геосинклинали данного типа отнесены и обширные площади между Камчаткой и Сахалином, где выявляются крупные аваншельфовые структуры и молодые рифты. Океанические геоструктуры представлены океанической платформой с краевыми валами, развитыми вдоль геосинклинальных глубоководных желобов (с океанической стороны) и глубоководными равнинами ложа океана. К числу последних отнесен Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском:
|