И о главных этапах их развития

Рельеф — совокупность неровностей зем­ной поверхности разного размера. Наука о ре­льефе земной поверхности, его внутреннем строении, происхождении, об истории разви­тия и о современной динамике называется гео­морфологией (греч. ge — Земля, morphe — форма, lоgоs — учение).

Рельеф — один из важнейших компонен­тов природной среды. Он служит твердой ос­новой географической оболочки и ее памятью. Неоднородность земной поверхности — одна из причин дифференциации географической оболочки на природные комплексы разного таксономического ранга.

Рельеф — поверхность раздела земной коры, с одной стороны, и внешних оболочек — атмосферы, гидросферы и биосферы — с дру­гой. Будучи пограничной поверхностью, рель­еф развивался в результате взаимодействия внутренних и внешних процессов на протяже­нии длительного геологического времени в ус­ловиях гравитационного поля Земли.

Крупнейшими планетарными формами ре­льефа на Земле являются материки, вклю-

Рис. 104. Гипсографическая кривая Земли (А) и обобщенный профиль дна Мирового океана (Б) (по Ф. Н. Милькову)

чая их подводные окраины до глубины 3,5 — 4,5 км (материковые выступы) и океа­ны (океанические впадины), которые образу­ют две основные гипсометрические ступени на Земле (рис. 104).

Из курса геологии известно, что это глав­нейшие структурные блоки земной коры, ко­торым присущи разные типы земной коры — материковая и океаническая. Они различа­ются строением и мощностью, а также ком­плексом геофизических и геохимических пока­зателей.

По мнению большинства геологов, на про­тяжении геологической истории Земли проис­ходило усложнение и наращивание земной ко­ры. Эволюция шла от первично океанической базальтовой коры к континентальной с грани-тогнейсовым слоем. Согласно геосинклиналь­ной теории, это развитие связано с особыми структурами — геосинклиналями, или подвиж­ными поясами. Геосинклинали — обширные, линейно вытянутые, подвижные, сильно рас­члененные участки земной коры, с разнооб­разными по интенсивности и направленности тектоническими движениями, с интрузивным и эффузивным магматизмом и сильными земле­трясениями. В истории развития Земли, начи­ная с конца докембрия и в течение фанеро-

зоя, геосинклинали неоднократно возникали, развивались и замыкались (отмирали). На их месте поднимались складчатые горные соору­жения, которые присоединялись к материко­вым платформам, увеличивая их площадь, и постепенно разрушались.

Платформы — обширные, наиболее ус­тойчивые, преимущественно равнинные блоки земной коры. Они имеют неправильную мно­гогранную форму, обусловленную крупными разломами. Платформы имеют двухъярусное строение. Нижний их ярус называется фун­даментом. Он состоит из смятых в складки метаморфических пород, пронизанных гранит­ными интрузиями. Фундамент платформ является наследием тех консолидированных складчатых сооружений, которые остались от орогенов. Фундамент разбит разломами на бло­ки. Верхний ярус — платформенный чехол сложен преимущественно осадочными морски­ми, частично континентальными породами, по­крывающими более древний складчатый фун­дамент. В некоторых районах наряду с осадоч­ными породами распространены вулканиты. В целом же магматические породы играют на чехле платформ подчиненную роль и представ­лены преимущественно покровами базальтов. Осадочные породы чехла залегают более или менее горизонтально или в виде очень поло­гих вогнутых складок — синеклиз и выпук­лых — антеклиз.

Участки платформ, где фундамент погру­жен на глубину под осадочный чехол, называ­ют плитами. Они занимают основную пло­щадь на платформах. Места выхода кристал­лического фундамента на поверхность называют щитами.

Различают древние и молодые платфор­мы. Они отличаются прежде всего возрастом нижнего этажа — складчатого фундамента: у древних платформ он образовался в до­кембрии, в дорифейское время — более 1,5 млрд лет тому назад, у молодых — в па­леозое. Осадочный чехол древних платформ может состоять из пород рифея, палеозоя, ме­зозоя и кайнозоя, а на молодых эпипалеозой-ских платформах он сложен породами мезо­зойского и кайнозойского возраста.

Для понимания происхождения, особенно­стей строения и морфологического облика крупнейших форм рельефа — горных поясов и равнин на суше и на дне океанов, а также крупных форм рельефа внутри них важно зна­ние направленности и последовательности эта­пов развития земной коры.

Земная кора, а вместе с ней и другие обо­лочки Земли — атмосфера, гидросфера и био­сфера прошли сложный путь развития на про­тяжении 4,6 млрд лет. О событиях докемб-рийского этапа продолжительностью более

4,0 млрд лет известно весьма мало. Согласно В. Е. Хаину, уже в раннем архее на месте первично-океанической коры появилась про-токонтинентальная кора (греч. рrotos — пер­вый) с гранитогнейсовыми породами. Это бы­ли первые крупные острова суши, так как бо­лее легкая кора континентального типа в силу закона изостазии (равновесия) должна была занимать повышенное положение. В протерозое между ними в зонах растяжения возникли протогеосинклинали. Суша (про-топлатформа) была областью размыва и сноса, а протогеосинклинали — зонами опу­скания и накопления осадочных и вулканиче­ских толщ.

Общей тенденцией развития рельефа в те­чение архея и раннего протерозоя было раз­растание континентальной коры за счет замы­кания протогеосинклиналей, в которых проис­ходили складкобразование, метаморфизм и гранитизация толщ. Предполагают, что в ито­ге к рифею возник единый обширный массив суши Пангея I (греч. рап — все, gе — Зем­ля) с достаточно мощной (до 30 — 35 км) кон­тинентальной корой, который потом распался на «обломки» — древние платформы, или кратоны (греч. kratos — сила, крепость). На Земле имеется десять крупных дорифейских платформ (рис. 105), которые образуют два ряда — северный и южный. До начала мезо­зоя платформы южного ряда были частью еди­ного суперконтинента — Гондваны. Все древ­ние платформы составляют основу современ­ных материков. В пределах каждого из них лежит древняя платформа, которая обычно занимает более половины площади мате­рика. Только Евразия, самый крупный из ма­териков, является «многоядерным» образо­ванием.

В конце докембрия, в позднем рифее (0,85—0,6 млрд лет назад) между платфор­мами и по их периферии заложились геосин­клинальные пояса, которые развивались в течение позднего рифея и фанерозоя: Аркти­ческий, Северо-Атлантический, Урало-Мон­гольский, Средиземноморский (палео-Тетис) и Тихоокеанский в виде кольца вокруг Тихого океана. Три первые геосинклинальные пояса практически исчезли к началу мезозоя в ре­зультате трех крупных эпох интенсивного складкообразования и горообразования.

Байкальская складчатость в конце протерозоя (рифея) — начале палеозоя (кем­брий), примерно 1000 — 550 млн лет назад, затронула краевые части геосинклинальных по­ясов (Забайкалье и Прибайкалье, Восточный Саян, Тимано-Печорскую область и т. д.) и частично внутриплатформенные области (Бра­зилия, Аравия, Африка). В результате к древ­ним платформам присоединились участки бай-

 

 

 

 

 

Рис. 105. Докембрийские платформы Мира (по В. В. Ер­шову, А. А. Новикову, Г. Б. Попову)

кальских складчатых сооружений. На месте Сибирской платформы за счет южного обрам­ления в виде байкалид возник материк Анга-рида.

Каледонская складчатость проявилась в раннем палеозое, в ордовике и силуре, 550—400 млн лет назад, в Северо-Атланти­ческом поясе (Северные Аппалачи, Ирландия, Великобритания, Скандинавия и др.), в Ура­ло-Монгольском поясе (Алтае-Саянская об­ласть, Западный Казахстан, Северный Тянь-Шань, Центральная Монголия, Центральное Забайкалье и др.), частично в Средиземномор­ском поясе (Наньшань и др.) и по периферии Тихоокеанского пояса (Юго-Восточный Китай, Юго-Восточная Австралия). В результате ка­ледонской складчатости Северо-Американская платформа спаялась с Восточно-Европейской в единый материк — Лавруссию (Северо-Ат­лантический материк) и существенно сокра­тился в размерах Урало-Монгольский пояс. Ангарида за счет присоединения к ней кале-донид увеличилась в размерах.

Герцинская складчатость, произошед­шая в позднем палеозое, в карбоне-перми,

400—210 млн лет назад, охватила огромные пространства на Земле. Почти полностью за­крылись геосинклинальные пояса: Арктичес­кий (Канадский Арктический архипелаг); Ура­ло-Монгольский (Урал, Западная Сибирь, Тянь-Шань, Восточный Казахстан и Западный Алтай, Монголия, Северный Китай и др.); Се­веро-Атлантический пояс (Южные Аппалачи и примыкающие к ним низменности); Средизем­номорский пояс (Центральная, так называе­мая герцинская Европа, Пиренейский полуос­тров, южный Атлас, юг Восточно-Европейской равнины, Туранская равнина, хребет Куньлунь и его продолжение на востоке — хребет Цинь-лин, который «спаял» Китайско-Корейскую, т.е. Восточно-Китайскую, и Южно-Китайскую платформы в одну).

В Тихоокеанском поясе герцинская склад­чатость проявилась в Австралии — на месте Центрального Водораздельного хребта. На юге Африки к герцинидам относятся Капские го­ры, на юге Южной Америки — Патагония.

Таким образом, в течение палеозоя на ме­сте четырех геосинклинальных поясов возник­ли эпигеосинклинальные складча­тые горные сооружения, увеличившие площадь континентов на Земле.

В конце палеозоя в северном полушарии за счет слияния Лавруссии с Ангаридой и еди­ной Китайской платформой образовалась Ла- вразия — антипод Гондваны. На короткое время в самом конце палеозоя — начале ме­зозоя суперконтиненты Гондвана и Лавразия в районе современного Западного Средизем­номорья даже объединялись в гигантский су­перконтинент — Пангею II (рис. 106).

К началу мезозоя на Земле был один оке­ан — палео-Тихий с гигантским заливом па-лео-Тетисом. По их окраинам размещались Тихоокеанский и Средиземноморский геосин­клинальные пояса.

Мезозойская складчатость проявилась 210—100 млн лет назад, в основном именно в этих поясах на Северо-Востоке Азии, в хреб­те Сихоте-Алинь, на полуострове Индокитай и в Кордильерах Северной Америки (за ис­ключением береговых хребтов).

В начале мезозоя (триас) начался распад Пангеи II в связи с полным раскрытием океа­на Тетис, который протягивался в широтном направлении от Центральной Америки через Средиземное море и Гималаи до Индокитая (юж­нее палеозойского палео-Тетиса). В мезозое же окончательно произошел распад Гондваны, обус­ловленный раскрытием новых океанов — Ин­дийского, Атлантического (сначала его южной половины, потом северной). В результате Се­верная Америка отделилась от Евразии.

Таким образом, с начала мезозоя начался важный этап развития структуры земной ко­ры — этап становления океанов и обособле­ния континентов и начальная стадия форми­рования наиболее крупных форм современно­го рельефа. По предложению академика И. П. Герасимова мезозойско-кайнозойский этап выделяют в качестве особого геоморфо­логического этапа развития Земли (230— 235 млн лет).

В это время, в мезозое, на месте разру­шенных палеозойских складчатых структур на материках формировались молодые платфор­мы на гетерогенном (греч. ^^е^е^о8 — другой, соответствует русскому «разно...») складчатом основании с осадочным чехлом мезозойского и в дальнейшем кайнозойского возраста, т. е. мо­лодые эпипалеозойские платформы. Крупней­шая среди них — Западно-Сибирская плат­форма-плита. С конца мезозоя и позднее ме­зозойские складчатые структуры подверглись денудации. Области мезозойской складчатости не все ученые признают в качестве платформ, поскольку они не прошли стадию пенеплени-зации, за исключением некоторых прибреж­ных равнин на Северо-Востоке Азии и в дру­гих регионах.

В результате суша к началу олигоцена (35 млн лет назад) характеризовалась сравни-

Рис. 106. Распад Пангеи II и формирование современ­ных материков (по Р. Диц и Дж. Холден): 1 — 200 млн лет назад; 2 — 135 млн лет назад; 3 — 65 млн лет назад; 4 — современное положение

 

Рис. 107. Схема рифтов Восточной Африки (по М. В. Муратову)

тельно выровненным рельефом, современных горных систем еще не существовало. Сохра­нялись три геосинклинальных пояса — на ме­сте океана Тетис и два вокруг Тихого океана.

В кайнозое начался качественно новый этап в развитии земной коры и Земли в целом, получивший название неотектониче­ского этапа. Н. И. Николаев считал его по времени неогенчетвертичным (25 млн лет), но, по представлениям В. Е. Хаина, он начался раньше — в олигоцене (30 — 35 млн лет на­зад). Движения этого периода называют новейшими.

Неотектонический этап — это вре-мя кайнозойской (альпийской) эпохи складчатости (100—0 млн лет), которая до­стигла кульминации в конце неогена — нача­ле четвертичного периода (последние 5 млн

лет). Она охватила окраины океана Тетис, т. е. Альпийско-Гималайский пояс (Альпы, Пире­неи, Апеннины, Карпаты, Кавказ, Эльбурс, Гиндукуш, Западный Памир, Гималаи, Аракан-ские и другие горы), Восточно-Тихоокеанский геосинклинальный пояс (Анды, Береговые Кор­дильеры) и Западно-Тихоокеанский геосинкли­нальный пояс (Камчатка, Сахалин и др.). В результате складчатости и воздымания центральная часть Тетиса (на территории Азии) перестала существовать, а на ее месте воз­никли молодые эпигеосинклинальные горы с земной корой материкового типа.

В неотектонический этап началась тектоническая перестройка морфострук-турного плана Земли. На активизированных участках континентов происходил рост всех ны­не существующих горных сооружений, наго­рий, плоскогорий и плато. Так, под влиянием импульсов со стороны океанов Тетиса и Тихо­го огромный район Центральной и Восточной Азии оказался вовлеченным во вторичный, вне-геосинклинальный, эпиплатформенный ороге­нез резонансного типа. Это было повторное горообразование не складчатого, а глыбового характера. Подобный процесс в определенной степени охватил и другие континенты. На от­носительно устойчивых участках платформ оформились возвышенные и низменные рав­нины (Восточно-Европейская, Западно-Сибир­ская, Амазонская и др.).

В неотектонический этап произош­ло заложение на платформах молодых конти­нентальных рифтовых систем, отличаю­щихся повышенной подвижностью, высокой сейсмичностью и вулканизмом. Все они име­ют большую протяженность при небольшой ширине: Восточно-Африканская рифтовая си­стема, соединяющаяся с рифтом Красного мо­ря и Аденского залива (рис. 107), Байкаль­ская рифтовая система, Рейнский грабен с вы­сокими бортами, получившими название гор Вогезы и Шварцвальд, и др. В ряде случаев континентальные рифты являются продолже­нием рифтов срединно-океанических хреб­тов — район Аденского залива, Калифорний­ского залива и др.

Неотектонический этап — это вре­мя активной перестройки структурного плана дна океанов, возникновения современной си­стемы развивающихся с мезозоя срединно-океанических хребтов и глубоководных желобов.

Таким образом, неотектонический этап — это период формирования совре­менной конфигурации материков и океа­нов, горных систем и равнин — на суше, срединно-океанических хребтов и впа­дин — на дне Океана, т. е. современного лика Земли.

В. Е. Хаин считает, что история образова­ния континентальной земной коры — процесс необратимый, поскольку она обладает плаву­честью, так как легче океанической из-за меньшей плотности. Образование континен­тальной коры — двухступенчатый процесс: сначала происходит образование океанической коры за счет плавления астеносферы; потом благодаря накоплению осадочных толщ, вул­канитов, их скучиванию, метаморфизму и гра­нитизации образуется кора континентального типа. Основная масса континентальной коры образовалась в докембрии, когда тепловая ак­тивность Земли была более высокой. Потом происходили лишь вспышки тектоно-магмати-ческой активности, которые приводили к уве­личению площади континентальной земной ко­ры за счет образования новых складчатых по­ясов на месте геосинклинальных и их присоединения к существующим массивам су­ши. По мнению В. Е. Хаина, существовал об­щепланетарный ритм тектонических процес­сов, причем эпохи активизации тектонических движений и периоды их затухания были в значительной степени общими как для конти­нентальных, так и для океанических областей Земли.

Время формирования отдельных блоков земной коры и некоторые особенности зале­гания горных пород отражены на тектониче­ской карте мира. На этой карте видно, что материки по структуре сложные гетерогенные тела, сформировавшиеся на протяжении дли­тельной эволюции земной коры. Из сопостав­ления физической и тектонической карт мира следует, что горы соответствуют в основном складчатым структурам разного возраста, рав­нины — древним и молодым платформам.

По вопросу о механизме формирования структур земной коры существует две основ­ные группы тектонических гипотез: фиксиз-ма (лат. fixus — неизменный) и мобилиз-ма (лат. mobilist — подвижный). Привержен­цы первой гипотезы исходят из представления о незыблемости (фиксированности) положения континентов на поверхности Земли со време­ни их образования и признают лишь незначи­тельные перемещения блоков земной коры в горизонтальном направлении.

Идеи мобилизма зародились давно — в XVIII в., когда было обращено внимание на сходство контуров береговой линии материков по обе стороны Атлантического океана. Наи­более полно гипотеза дрейфа (перемещения) материков была сформулирована немецким ученым А. Вегенером в 1912 г. Но его пред­ставления не были приняты научной общест­венностью.

Вновь эти идеи возродились в 60-х гг. XX в. на основании новых данных, получен-

ных геофизиками и геологами, о строении зем­ной коры и рельефе дна океана (неомоби-лизм). К этому времени было подтверждено существование астеносферы, открыты мировая система срединно-океанических хребтов и протяженные участки глубоководных желобов по периферии океанов, найдена система сейс­мических зон, обнаружены поперечные к сре-динно-океаническим хребтам трансформные разломы, вдоль которых происходят горизон­тальные подвижки сегментов этих хребтов, по­лучены палеомагнитные доказательства дрей­фа океанических плит, найдены остатки фло­ры и фауны, которые укрепили представление о былом единстве Гондваны.

Концепция неомобилизма основана на пред­положении о существовании конвекционных потоков в мантии Земли и по-новому объяс­няет дрейф литосферных плит — по пластич­ной астеносфере, которая служит для них свое­образной «подстилкой».

Согласно представлениям неомобилистов, по геодинамическому принципу в латеральном (от лат. lаtus — бок) направлении литосфе­ра разбита на плиты, разделенные подвижны­ми поясами, к которым приурочена сейсмиче­ская и магматическая активность. Сами пли­ты состоят из твердой надастеносферной мантии, увенчанной материковой и (или) оке­анической корой. Крупнейших литосферных плит семь: Североамериканская, Южноамери­канская, Евроазиатская, Африканская, Индо-Австралийская, Антарктическая. Все они объ­единяют континенты и примыкающие к ним участки океанов, и только самая крупная, Ти­хоокеанская плита является чисто океаниче­ской (рис. 108).

В центральных частях океанов границами литосферных плит — шовными зонами явля­ются рифты срединно-океанических по­движных поясов, а по периферии океанов, в переходных зонах между континентами и ло­жем океана — глубоководные желоба гео­синклинальных подвижных поясов.

С позиции неомобилистов, вдоль средин­но-океанических поясов происходит растяже­ние земной коры, образование рифтов и раз-движение плит от них в стороны (зона спре-динга) (рис. 109). Из рифтов изливаются базальты, образуя вулканические рифтовые хребты и фланговые зоны сводового поднятия, формируется новая океаническая кора и на­ращиваются литосферные плиты. К этим зо­нам приурочены мелкофокусные землетрясе­ния. Ложе океана, будучи своего рода «кон­вейером», перемещается по слою астеносферы от рифтов в сторону желобов, утолщаясь за счет осадков и старея по мере удаления от них. В глубоководных желобах более тяже­лая океаническая литосферная плита пододви-

 

Рис. 108. Литосферные плиты Земли (по В. Е. Хаину) 1—3 — границы плит: 1 — оси спрединга (наращивания коры); 2 — зоны субдукции (поглощения коры); 3 — скольжения (транс­формные разломы); 4 — условные границы. Малые плиты:

I — Аравийская; 2 — Филиппинская; 3 — Кокосовая; 4 — Ка­
рибская; 5 — Наска; 6 — Южно-Сандвичева; 7 — Индокитай­
ская; 8 — Эгейская; 9 — Анатолийская; 10 — Хуан-де-Фука;

II — Ривера; 12 — Китайская; 13 — Охотская

 

гается под островные дуги и материковые ок­раины на глубину 600 — 700 км и погружает­ся в астеносферу (зона субдукции). При этом она оказывает давление на мощную толщу осадков на внутренних склонах желобов, сми­нает их в складки и вызывает образование ос­тровных складчатых хребтов в виде дуг. Опу­скание сопровождается глубокофокусными землетрясениями, переплавлением погружаю­щейся литосферы и вулканизмом, благодаря которому островные складчатые хребты над­страиваются вулканическими сооружениями, образуя мощные горные хребты. К зонам субдукции по периферии Тихого океана при­урочено знаменитое «Огненное кольцо». За­падно-Тихоокеанский пояс является ярким при­мером современного «живого» геосинклиналь­ного пояса.

Особым типом подвижных поясов считает­ся зона сближения континентальных плит —

внутриматериковыи геосинклиналь ныи Альпийско-Гималайский пояс альпийской складчатости, возникший на месте бывшего океана Тетис. Это зона столкновения (кол­лизии) континентальных масс Евроазиатской плиты с Аравийской на западе и с Индо-Ав-стралийской на востоке. На территории Азии, от Каспия до Индокитая, этот пояс находит­ся в постгеосинклинальной (орогенной) ста­дии развития, хотя и сохраняет еще большую тектоническую активность. Ему обязаны сво­им возникновением высокие горы (Эльбурс — Гиндукуш — Западный Памир — Гималаи) с корой материкового типа. На западе пояса, наряду с горными сооружениями с корой ма­терикового типа (Альпы, Апеннины, Кавказ и др.), еще сохранились реликтовые морские впадины с субокеаническим типом земной ко­ры (остатки Тетиса — Средиземное и Черное моря, южная часть Каспийского моря).

 

 

Рис. 109. Схема взаимоотношения литосферных плит (по

Плитотектонические реконструкции о ме- М. В. Муратову, В. М. Цейслеру и др.)

ханизме и времени формирования структур

земной коры не являются бесспорными, и на ностей, которые неомобилистам предстоит раз-
пути их полного утверждения еще немало труд решить.