Костенко - Геоморфология (774632), страница 30

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 30)

29, П, 2) граничат с шельфом. Последний может сменяться аваншельфом— глубоководным плато на глубине 1 — 2 км (например, в Охотском и Южно-Китайском морях). Эти плато отделяются от дна морей уступом 1 — 1,5 км. Встречаются и более резкие переходы, когда шельфовая равнина ограничивается 2 — 3-километровым континентальным склоном (П, 1).

Граница впадин (2) с подводным склоном горного сооружения островной дуги (3) резкая. По масштабам вьщеляются относительно небольшие котловины типа Япон- 140 Я'Я т г ) чт ~~в ~ Я~~в Явь~~ з ...~ то о ~~~1п г ДГ~т ~,;тт1 тз о Я~о,~тч о Я 'Дтз 8 ЯДта 1 17 8 б 8 2 з 3 Рис. 29. Мегеформы переходных зои в пяане и вертикальных сечениям 1. Эволюция переходных зон, ло О.КЛеонтьеву (1982); типы: А — Витязевскнй (имеетсл только глуштководный желоб); Б — Ь(арианский (желоб и островная дуга);  — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); à — Японский (крупные островные и полуостровные массивы); Д вЂ” Индонезийский подтип — крупные островные массивы, в плане серпообразно изогнутые дуги; Š— Восточно-Тихоокеанский подтип (глубоководные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям на континенте); )К вЂ” Средиземноморский (господствуют материковые структуры, имеются реликты глубоководных желобов и "окна" коры субокеанского типа).

П вЂ” 1Ч вЂ” вертикальнью сечения переходных зон: П вЂ” схема строения рельефа; П1 — ГЧ вЂ” примеры рельефа в регионах: Ш вЂ” Японского моря и о. Хокайдо; 1Ч вЂ” подводной окраины Австралии и желоба Тонга. 1 — акватория; 2— ской с глубинами около 3-3,5 км и крупные котловины типа Филиппинской со сложным рельефом и глубинами 4 — 5 км и более. Время возникновения впадин окраинных морей (определенное по возрасту подошвы осадочного чехла и кровли базальтового основания) для преобладающего большинства соответствует кайнозою. К таким молодым формам относятся многие впадины окраинных морей в западной части Тихого океана.

Возраст древних впадин соответствует концу палеозоя — началу мезозоя. Это впадины Ионического моря (реликтовые впадины океана Тетис), а также Кораллового, Южно-Китайского и др. Внутреннее строение впадины определяется типом и мощностью коры. В крупных и глубоких впадинах (например, Филиппинской, Марианской и др.) преобладает кора океанского типа мощностью 10 — 12 км. Неглубокие впадины часто обладают корой субокеанского типа значительной мощности (20 — 30 км).

Большинство впадин окраинных морей характеризуется положительными аномалиями силы тяжести, повышенным тепловым потоком, высокой сейсмичностью и слабым вулканизмом. Структура впадин раздробленная, с развитием рифтогенных разломов в условиях растяжения и внедрения базальтовых расплавов. Широкое развитие рифтов доказано для преобладающего большинства этих впадин.

Островодужвые горные сооружения представляют крупные валообразные поднятия океанского дна (см. рис. 29, 11). Они являются в главной своей части подводными (3) и граничат со впадинами окраинных морей (2) и глубоководным желобом (т). Контрастность рельефа здесь весьма высока. Вдоль западной окраины Тихого океана А.Н.Заварицким было установлено, что островодужные горные сооружения (3) граничат с океаном по глубоководному желобу (5) и сверхглубокому разлому (б). Последний трассируется гипоцентрами землетрясений, падающих в сторону континента.

Зона разлома (б) обладает большой протяженностью и наклоном. Поэтому наиболее глубокофокусные (300 — 700 км) очаги располагаются уже под шель- рыхлые осадки 1 слоя; 3, 4 — слои: 3 — П "транитный", 4 — Ш "базальтовый"; 5— мантия; б — разуплотненная мантия; 7 — сверхглубинный разлом; 8 — подводные горы, тектонические и кораллово-вулканические; 9 — небольшие неровности подводного рельефа, предположительно вулканические; 1Π— массив, не подвергшийся расчленению; 11 — глубоководный желоб; 12 — островная дуга; 13 — материковый склон; 14 — суша; 15 — подводные горы; 1б — крупные поднятия на коре океанского и субокеанского типов, 17 — предполагаемые границы блоков.

Цифры на схемах 1 — 1Ч 1 — 7 пояснены в тексте 143 фом, а среднефокусные (60 — 300 км) — под окраинными морями (во внутренней части). Под островодужными горными сооружениями очаги верхнекоровых землетрясений лежат на глубинах выше 60 км и приурочены к внешней части дуг. Аналогичное распределение очагов наблюдалось Г. Беньофом в переходной зоне вдоль Андийско-Кордильерского горного пояса. Такие высокосейсмичные зоны с неустойчивым состоянием земной коры и мантии, а также с резко нарушенной изостазией, в соответствии с гипотезой мобилизма рассматриваются как зоны субдукции (иногда в сочетании с обдукцией), подразделяющей литосферные плиты. Для островодужных горных сооружений характерен вулканизм: древний основной (базальтовый) и молодой, преимущественно кислый (липаритовый и андезитовый).

По типу коры и геоморфологическому строению могут быть выделены древние, зрелые и юные островодужные горные сооружения (1, А-Ж). Древние представляют собой реликтовые мегаформы. Так, в Средиземноморской геосинклинальной области островодужные горные сооружения характеризуются корой субконтинентадьного типа, повышенной сейсмичностью и вулканизмом. В рельефе они образуют крупные острова Средиземного моря (см.

рис. 29, 1, Ж). Зрелые островодужные горные сооружения составляют главную часть валообразных поднятий, обладают корой (20 — 30 км и более), включающей гранитный и базальтовые корни. В рельефе они часто представляют несколько слившихся островных дуг (1, В, Г, Д). На погружении островодужных горных сооружений сохраняется только их подводная часть. При этом изменяется строение коры: осадочный и гранитный слои уменьшаются в мощности, до полного выклинивания.

К зрелым островодужным горным сооружениям данного типа относятся Курильское, Филиппинское, Индонезийское, Ново-гвинейское, Большое Антильское и др. Юные горные сооружения островных дуг представляют собой преимущественно подводные формы с субокеанской корой, переходящей в океанскую. К ним относятся Марианские, Микронезийские дуги (А, Б). Сопоставляя различные комплексы мегаформ, О.К. Леонтьев предлагает схему эволюции островодужных сооружений, выделяя семь типов в зависимости от степени их развития. Глубоководные желоба.

Это наименее изученная форма рельефа, входящая в триаду островодужной переходной зоны (см. рис. 29, Я. В морфологическом отношении желоб является узкой относительно глубокой (от 5 до 10 — 11 км) впадиной, не компенсированной осадками. Вследствие частичного заполнения желоба отложениями его дно представляет плоскую ровную площадку. Скло- ны желоба крутые: в нижней части 25 — ЗО', в верхней — выполаживаются до 5 — 6', что придает этой впадине воронкообразную форму в поперечном сечении (см.

рис. 29, П1 и 17). Глубоководные желоба имеют избирательное распределение: иэ 35 известных 28 приурочено к впадине Тихого океана, главным образом, к ее западным и юго-восточным склонам. В генетическом отношении желоба являются частью зоны субдукции и развивающегося сверх- глубинного разлома в области перехода субконтинентальной и субокеанской коры островодужных горных сооружений в океанскую кору абиссальных равнин или междужных впадин.

Зоны желобов характеризуются отрицательными аномалиями силы тяжести (до 150 — 200 мГал), низким тепловым потоком (1 мккэл смз/с) и высокой сейсмичностью. Глубина очагов небольшая, и коровые землетрясения этой зоны разрушительны. Желоба занимают различную геоморфологическую позицию: вдоль восточных склонов впадины Тихого океана они граничат с Андийско-Кордильерскими периконтинентальными горными сооружениями, а вдоль западных склонов Тихого океана — с островодужными периокеанскими горными сооружениями. В настоящее время структура переходной зоны по-разному понимается учеными — представителями концепций мобилизма и фиксиэма.

Так, с позиций мобилизма литосферные океанские плиты движутся в направлении от срединных рифтогенных хребтов и погружаются под континенты по зоне субдукции (т.е. в зоне сверх- глубинного разлома на участке глубоководного желоба). Процессы погружения и переплавления литосферных плит вызывают в мантии огромные напряжения, которые разрешаются сейсмичностью и вулканизмом. Образование периокеанских (островодужных) и периконтинентальных горных сооружений рассматривается как активная реакция на поддвиг океанских литосферных плит. Поэтому континентальные окраины тихоокеанского типа называются аигливиыии, в отличие от лассивных окраин атлантического типа.

Трансформные континентальные окраины встречаются реже. Для них характерны узкий шельф, кругой континентальный склон, граничащий с впадиной океана по разлому. Выделяют дивергентные и конвергентные трансформные шельфы. Для первых граница континент — океан приурочена к разлому и носит сдвигово-раэдвиговый характер, Для вторых — конвергентных трансформных окраин — характерно "ныряние" океанского поднятия под континент, которое может сопровождаться образованием бордерлендов.

Характеристики

Список файлов книги