Главная | Случайная
Обратная связь

ТОР 5 статей:

Методические подходы к анализу финансового состояния предприятия

Проблема периодизации русской литературы ХХ века. Краткая характеристика второй половины ХХ века

Ценовые и неценовые факторы

Характеристика шлифовальных кругов и ее маркировка

Служебные части речи. Предлог. Союз. Частицы

КАТЕГОРИИ:






Глава XII ГЕОМОРФОЛОГИЯ ДНА ОКЕАНОВ И МОРЕЙ




В 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-

170еф, 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 Высотесуши 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-ааютсясо 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 тектоническимдвижениям. Важным подтверж­дением существованияэтих движений служит наличие в горах, даи наравнинах, 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-74тия 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 ВЫЯВЛЯЮТСЯна 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 позволяетустановить 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-синклинальныхобластях горообразования обычно наблюдается несколько поверхностейвыравнивания разного возраста. Поэтому и таких районахвыявление 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, развитиерельефа 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 опусканиякоры континентального типа с мощностями в среднем 10 км, атакже дифференцированные движения отдельных, разных размеровблоков, 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 имежгорных 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:

vikidalka.ru - 2015-2019 год. Все права принадлежат их авторам! Нарушение авторских прав | Нарушение персональных данных