Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

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, — 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.

 

 







Дата добавления: 2015-10-15; просмотров: 1100. Нарушение авторских прав; Мы поможем в написании вашей работы!

Studopedia.info - Студопедия - 2014-2022 год . (0.035 сек.) русская версия | украинская версия