Лекция: "Мегарельеф материков и Мирового океана" по ОП.05 ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ, ГЕОМОРФОЛОГИИ, ПОЧВОВЕДЕНИЯ

Государственное бюджетное профессиональное образовательное учреждениеКраснодарского края«Пашковский сельскохозяйственный колледж»

«Основы геологии, геоморфологии, почвоведения»
Мегарельеф материков и Мирового океана

Преподаватель
Десятникова О.В.

Цели и задачи

Цели:
Мегарельеф материков, платформ, суши, подвижных поясов материков и подводных окраин
Мегарельеф геосинклинальных областей
Морфология глубоководных желобов, островных дуг и окраинных морских котловин
Генетические типы зон перехода от окраин к материкам
Мегарельеф ложа океана и срединно океанических хребтов
Задачи:
Развить практическое умение
Сформировать общее представление о формах, рельефе суши, горах
Ознакомится характеристикой и основными закономерностями происхождения и развития рельефа
развития рельефа
Расширить знания
Провести анализ

Мегарельеф

Совокупность наиболее крупных неровностей земной поверхности называют мегарельефом
Различают нескольких порядков и форм высшего порядка: материковые выступы, переходные зоны, ложе океана, срединно океанические хребты
Самые крупные формы рельефа: материки и впадины океанов
Существование материков и впадин океанов связано со строением земной коры
Материки и впадины океанов называют планетарными формами рельефа
Несмотря на большое разнообразие неровностей земной поверхности, можно выделить основные формы рельефа: гора, котловина, хребет, лощина, седловина
Гора (или холм) — это возвышенность конусообразной формы.
Основные типы рельефа: флювиальный, гляциальный, эоловый, карстовый, мерзлотный и др.
На топографических картах рельеф изображается: горизонталями, условными знаками и надписями абсолютных и относительных отметок

Мегарельеф материков платформ суши

Крупнейшими планетарными формами земли являются
Материки, включают в себя и подводные окраины до 3.5км(материковые выступы)
Океаны (океанические впадины) образуют две основные гипсометрические ступени на земле

Обширные, устойчивые равнинные блоки земли имеют
неправильную форму, с крупными разломами
двухъярусное строени, нижний ярус фундамент

Мегарельеф подвижных поясов

Выделяют два типа подвижных поясов материков:
первичные (гео- синклиналъные): представленные горным рельефом суши, сформировавшимся в альпийское время на месте бывших геосинклинальных бассейнов
Вторичные: эпиплатформенные, горный рельеф которых возникли на неотектоническом этапе на месте разнородных и разновозрастных геологических структур ( наиболее древние из них — докем- брийские платформы)
В пределах геосинклинальных подвижных поясов выделяют окраинно-материковые, формирующиеся в зоне перехода между материками и океанами, и внутриматериковые.

Мегарельеф подводных окраин

Около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов
Мегарельеф подводной окраины материков имеет свои существенные особенности
Примерно 2/3 ее приходится на Северное полушарие и только 1/3 — на Южное
Подводная окраина материков делится на шельф, материковый склон и материковое подножие
Шельф – прибрежная, мелководная часть морского дна с выровненным рельефом
Около 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ, которые в различные геологические эпохи, в связи с изменением уровня океана и вертикальными движениями земной коры, затоплялись то в большей, то в меньшей степени
Во время четвертичных оледенений уровень океана понижался более чем на 100 м по сравнению с современным, и соответственно обширные пространства нынешнего шельфа тогда представляли собой континентальные равнины
верхняя граница шельфа непостоянна, она меняется из-за абсолютных и относительных колебаний уровня Мирового океана

Геосинклинальные области(переходные зоны)

Термин «геосинклинальные области» был введен в I науку Д. А. Архангельским. В последнее время в геоморфологи-j ческой литературе широко применяется как синоним этого понятия ) термин «переходная зона». Смысл последнего термина двузначный: во-первых, в нем содержится указание на то, что речь идет об областях, лежащих между материками и океанами, во-вторых, такое наименование подразумевает, что здесь в процессе исторического развития структуры земной коры происходит переход одного типа земной коры в другой.

Под современными переходными или геосинклинальными областями мы понимаем области современного горообразования протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко переходная зона выражена на окраинах Тихого океана. Две переходные области имеются в краевых частях Атлантики – это области Карибского моря и Южно-Антильской котловины. Одна из переходных областей – Индонезийская – расположена частично на окраине Тихого, частично – на окраине Индийского океанов. Реликты обширной геосинклинальной области мы находим также в западной части Альпийско-Гималайского пояса горообразования, протягивающегося от Канарских островов до пересечения с Индонезийской переходной областью. Эта переходная зона формировалась в пределах ныне не существующего океана Тетис, некогда отделявшего Африку и Индостан от Евразиатской платформы,

Мегарельеф переходных зон сложен и своеобразен. В наиболее типическом выражении он представлен следующими основными элементами: а) котловина окраинного глубокого моря; б) островная дуга; в) глубоководный желоб.
Островной дугой называют подводный хребет с отдельными торчащими над водой вершинами – островами, отделяющий котловину окраинного моря со стороны океана от глубоководного желоба – узкой замкнутой депрессии, расположенной на границе переходной зоны и ложа океана. Яркими примерами такого рода сочетаний являются: южная котловина Охотского моря – Курильская островная дуга – Курило-Камчатский желоб; Японское море – Японские острова – Японский глубоководный желоб и др.
Котловины окраинных морей имеют глубины, как правило, 2–3,5 км, а иногда и более 4 км. Высоты горных вершин некоторых островных дуг достигают 4,5 км. Самые крупные глубоководные желоба имеют глубины 8–10 км, а Марианский желоб – даже 11 км. Таким образом, переходная зона – это зона поверхности Земли, характеризующаяся максимальным вертикальным расчленением рельефа, что свидетельствует о максимальной интенсивности и контрастности тектонических движений земной коры в пределах этой зоны. Все геосинклинальные области одновременно являются поясами высокой степени сейсмичности.
Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит именно в этих областях.
Отмечается определенная закономерность в распределении глубинных очагов землетрясений. Поверхностные землетрясения (или коровые) с глубиной залегания очагов (фокусов) от нескольких километров до 60 км располагаются под днищами глубоководных желобов. Более глубокие – так называемые среднефокусные землетрясения имеют центры под островными дугами и частично под котловинами окраинных морей. Наконец, глубокофокусные землетрясения, очаги которых лежат на глубине 300–700 км, имеют свои центры под котловинами окраинных морей или даже под прилегающей сушей. Таким образом, все очаги землетрясений в переходных зонах оказываются приуроченными к некоторым наклоненным в сторону материков зонам весьма неустойчивого состояния не только земной коры, но и мантии Земли (рис. 28). Эти зоны получили наименование зон Беньофа – Заварицкого, и с точки зрения концепции тектоники литосферных плит рассматриваются как зоны субдукции – поддвигания литосферных плит океанической коры вместе с породами мантии под края других плит по сверхглубинным разломам.

Переходные зоны – зоны современного вулканизма. Характерная особенность вулканизма переходных областей – преимущественно андезитовый и базальтовый или (реже) липаритовый состав продуктов извержения. Такая особенность наиболее свойственна современному вулканизму зрелых переходных областей, т. е. тех, которые пережили весьма длительную историю развития. В более древних продуктах извержения вулканов переходных зон господствуют базальты, присутствуют также ультраосновные породы. В наиболее молодых геосинклинальных областях, только еще формирующихся, вулканизм характеризуется главным образом базальтовым составом выбрасываемого материала (острова Тонга и др.).

Морфология глубоководных желобов.

Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии – прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, из них 28 – в Тихом океане. Пять желобов имеют глубины более 10000 м, из них Марианский – более 11 000 м. Поперечный профиль глубоководного желоба близок к V-образному, но всегда имеется хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере Курило-Камчатского желоба, особенно детально изученного советскими исследователями, можно видеть, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к его днищу: в верхней части склона она равна 5–6°, а в нижней достигает 25°. Склоны ступенчаты и изборождены подводными каньонами. Нередко склоны желобов резко асимметричны. Так, у Курило-Камчатского и желоба Тонга западные склоны более высокие и крутые.

Некоторые желоба выделяются своей сравнительно малой глубиной. Например, Яванский и Банда имеют глубины меньше 7500 м, Центральноамериканский, Витязя, Западно-Меланезийский и Новогвинейский – меньше 7000 м, а Хикуранга, Тиморский и Кай – даже меньше 4000 м. Во всех этих желобах отмечаются уменьшение крутизны склонов и возрастание мощности осадочного слоя на дне желоба. Следовательно, меньшие глубины в желобах в значительной мере определяются накоплением в них мощного осадочного слоя.

Изучение силы тяжести в районе желобов показало, что им свойственны большие отрицательные гравитационные аномалии, которые могут достигать минус 15-10~4 и даже минус 2-10~3 м/с2. Глубокий прогиб и частичное заполнение его рыхлыми осадками, более легкими по сравнению с кристаллическими породами земной коры, создают эффект дефицита массы и как следствие – отрицательную аномалию силы тяжести.

Характерными геофизическими особенностями глубоководных желобов являются также низкие (менее 4,19-10~6 Вт/см2) значения теплового потока, т. е. количества тепла, поступающего из недр Земли к его поверхности. К глубоководным желобам приурочено большое число эпицентров неглубоких, а также подавляющее количество разрушительных землетрясений.

Морфология островных дуг

Островные дуги представляют собой огромные хребты или Кордильеры, обычно протягивающиеся вдоль внутренней стороны глубоководного желоба. Глубинная структура островной дуги – вал базальтовой коры, на который как бы насажен слой вулканических и осадочных пород, а в случае зрелой стадии островной дуги – гранитный слой. Для островных дуг характерен современный вулканизм центрального типа, многочисленные вулканы с андезитовым или липаритовым составом лав.

Расположение вулканов на островных дугах подчинено определенным закономерностям. Островные дуги обычно разбиты глубокими разломами, имеющими поперечное или близкое к поперечному простирание. Именно на пересечениях оси островных дуг с этими разломами и располагаются крупнейшие действующие вулканы. Нередко разломы выражены в рельефе морского дна в виде глубоких проливов (проливы Фриза, Буссоль в Курильской дуге).

В ряде случаев островные дуги бывают двойными, в которых различаются внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг другу, разделенные межгрядовой депрессией. Так, например, внутренняя гряда Курильской дуги соответствует собственно Курильским островам и их подводному основанию. Внешняя представляет собой подводный хребет Витязя и только на самом юге здесь имеются Малые Курильские острова. Обе гряды продолжаются на суше, на п-ве Камчатка.

На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным примером островного массива является также Куба, образовавшаяся в результате слияния трех разновозрастных островных дуг.

Молодой островной дугой являются Малые Антильские острова, которые, как и Курильская островная дуга, образуют две гряды – внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с лежащим к северу и северо-востоку от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена максимальная глубина Атлантического океана.

Добавим, что островным дугам присущи высокие значения теплового потока (20,95-10~6 Вт/см2–33,52-10~6 Вт/см2), небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений. Для них характерны также резко дифференцированные тектонические движения земной коры, характеризующиеся большими скоростямиПоперечный профиль Аравийско-Индийского хребта

Морфология окраинных морских котловин

Котловины, окраинных морей, располагающиеся обычно между материком и островными дугами, характеризуются более или менее изометричными очертаниями, четко выраженными материковым склоном и довольно крутым противоположным бортом, образованным подводным склоном островной дуги. Во многих котловинах дно плоское или волнистое, нередки также котловины со значительными подводными горами и поднятиями. Так, на дне Японского моря имеется подводная возвышенность Ямато до 2000 м относительной высоты. Некоторые очень крупные морские бассейны, как, например, Карибское море, состоят из нескольких котловин, разделенных подводными хребтами. Максимальные глубины таких морей колеблются от 2–3 до 4, иногда до 5–5,5 км.

Генетические типы зон перехода от океана к материкам

Эллинский желоб (1) и Критское море (3) в Средиземноморье. Черным (2) показаны участки желоба глубиной более 5 км

Генетические типы зоны перехода от окраинам к материкам

морфологическим особенностям можно выделить еще два подтипа: Восточно-тихоокеанский и Индонезийский. К первому относятся Гватемальская и Перуанско-Чилийская области восточной окраины Тихого океана. Их отличительная особенность – отсутствие внутреннего бассейна (глубоководной котловины) и островной дуги. Роль последней выполняют передовые кайнозойские хребты окраины континента. При этих условиях в глубоководные желоба поступает особенно много осадочного материала, что способствует их заполнению и обмелению. По интенсивности вулканизма, вертикальных движений и сейсмичности области данного типа не уступают Курильским или Японским.
К Индонезийскому подтипу относятся Индонезийская, Карибская и Южно-Антильская переходные области. Они характеризуются наибольшей сложностью строения. Внутри каждой из них выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и островных дуг. В котловинах нередки крупные подводные хребты и возвышенности. Глубоководные желоба встречаются и с внутренней стороны островных дуг. Сами островные дуги имеют различный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане. Вулканизм и сейсмичность здесь также значительны, как и в областях предыдущего подтипа.
Средиземноморский тип – это еще более сложно устроенные переходные области, характеристика которых дана выше (см. гл. 9). Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дислоцированные породы слагают обширные пространства материковых гор и равнин

Поперечный профиль Аравийско-Индийского хребта

Мегарельеф ложа океана и среднеазиатских хребтов

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Зем­ли — ложа океанов и срединных океанических хребтов — рассматривают совместно.
ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя.
Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры — рифтогенным, на основа­нии чего они и выделяются в качестве особой планетарной формы.
Ложе океана соответствует в структурном отношении океани­ческим платформам, или талассократонам.
наблюдается ячеистость его мегарельефа.
Гигантские котловины с относительно ров­ным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями.
Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин.
На возвышенностях, мощность коры увеличивается, а под типич­ным базальтовым слоем находится слой повышенной плот­ности.
большая глубина океанических котловин,преобладание отрица­тельных вертикальных движений на этих участках земной поверх­ности.
океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, поступающего с суши.