Якими горами представлений альпійсько-гімалайський пояс. Альпійська складчастість: особливості формування. Гори альпійської складчастості. Історія формування висотної поясності Росії

Сейсмічні пояси Землі є лінії, якими проходять кордону між літосферними плитами. Якщо плити рухаються назустріч одна одній, то стиках утворюються гори (такі ділянки ще називають зонами горообразования). Якщо ж літосферні плитирозходяться, то у цих місцях з'являються розломи. Звичайно, такі процеси як сходження-розбіжність літосферних плит не залишаються без наслідків – близько 95% всіх землетрусів та вивержень вулканів відбувається в цих областях. Саме тому вони носять назву сейсмічних (з грецької seismos - трясти).

Прийнято виділяти два основні сейсмічні пояси: широтний Середземноморсько-Трансазіатський та перпендикулярний йому меридіональний Тихоокеанський. У цих двох областях відбувається переважна більшість всіх землетрусів. Якщо подивитися на карту сейсмічної небезпеки, то виразно видно, що зони, виділені червоним і бордовим, знаходяться саме в місці розташування цих двох поясів. Вони простягаються на тисячі кілометрів, огинаючи земну кулю, пролягають на суші та під водою.

Майже 80% всіх землетрусів і вивержень вулканів припадають на Тихоокеанський сейсмічний пояс, який називається Тихоокеанським вогненним кільцем. Ця сейсмічна зона дійсно, як кільцем, охоплює майже весь Тихий океан. Розрізняють дві гілки цього поясу – Східну та Західну.

Східна гілка починається від берегів Камчатки і йде Алеутськими островами, проходить через все західне узбережжя Північної та Південної Америк і закінчується в районі Південно-Антильської петлі. У цій галузі найбільше потужних землетрусів відбувається на Каліфорнійському півострові, ніж обумовлена архітектура таких міст, як Лос-Анджелес та Сан-Франциско – там переважають будинки заввишки один-два поверхи з рідкісними багатоповерховими будівлями, в основному в центральних частинах міст.

Західна гілка Тихоокеанського вогняного кільця тягнеться від Камчатки через Курильські острови, Японію та Філіппіни, охоплює Індонезію і, огинаючи Австралією дугою, через Нову Зеландію доходить до самої Антарктиди. У цьому районі відбувається безліч потужних підводних землетрусів, які часто призводять до катастрофічних цунамі. Найсильніше від землетрусів і цунамі у цьому регіоні страждають такі острівні держави, як Японія, Індонезія, Шрі-Ланка тощо.

Середземноморсько-Трансазіатський пояс, як випливає з його назви, простягається через все Середземне море, включаючи південно-європейські, північно-африканські та близькосхідні регіони. Далі він тягнеться практично через всю Азію, по хребтах Кавказу та Ірану до Гімалаїв, до М'янми і Таїланду, де, за оцінками деяких учених, з'єднується з сейсмічною Тихоокеанською зоною.

За даними сейсмологів, на цей пояс припадає близько 15% світових землетрусів, при цьому найбільш активними зонами Середземноморсько-Трансазіатського поясу прийнято вважати Румунські Карпати, Іран та схід Пакистану.

Другорядні сейсмічні пояси

Виділяють також і другорядні зони сейсмічної активності. Другими вони вважаються тому, що на їхню частку припадає лише 5% всіх землетрусів нашої планети. Сейсмічний пояс Атлантичного океану починається біля берегів Гренландії, тягнеться вздовж усієї Атлантики і знаходить свій кінець біля островів Трістан-да-Кунья. Тут не буває сильних землетрусів і завдяки віддаленості цієї зони від континентів підземні поштовхи в цьому поясі не приносять руйнувань.

Західна частина Індійського океану так само характеризується своєю власною сейсмічною зоною, і хоча вона досить велика по довжині (доходить своїм південним кінцем до самої Антарктиди), землетруси тут не надто сильні, а їх осередки розташовуються неглибоко під землею. Так само сейсмічна зона існує і в Арктиці, але через практично повну безлюдність цих місць, а також завдяки малій потужності підземних поштовхів, землетруси в цьому регіоні не мають особливого впливу на життя людей.

Найпотужніші землетруси 20-21 століть

Так як на Тихоокеанське вогняне кільце припадає до 80% всіх землетрусів, то основні за своєю потужністю та руйнівністю катаклізми сталися саме в цьому регіоні. Насамперед, варто згадати Японію, яка неодноразово ставала жертвою найсильніших землетрусів. Найруйнівнішим, хоч і не найсильнішим за магнітудою своїх коливань, став землетрус 1923 року, що зветься Великий землетрус Канто. За різними оцінками, під час та від наслідків цього лиха загинуло 174 тисячі осіб, ще 545 тисяч так і не було знайдено, загальна кількість постраждалих оцінюється у 4 мільйони людей. Найсильнішим японським землетрусом (з магнітудою від 9,0 до 9,1) стало знамените лихо 2011 року, коли потужне цунамі, спричинене підводними поштовхами біля берегів Японії, спричинило руйнування у приморських містах, а пожежа на нафтохімічному комплексі у місті Сендай та аварія на АЕС Фокусіма-1 завдали величезних збитків як економіці самої країни, так і екології всього світу.

Найбільш сильнимЗ усіх документально зареєстрованих землетрусів вважається Великий Чилійський землетрус з магнітудою до 9,5, який стався в 1960 році (якщо подивитися на карті, то видно, що він стався так само в області Тихоокеанського сейсмічного пояса). Лихом, що забрало саме велика кількістьжиттів у 21 столітті, визнано землетрус в Індійському океані 2004 року, коли потужне цунамі, яке було його наслідком, забрало майже 300 тисяч життів людей із майже 20 країн світу. На карті зона землетрусу відноситься до західного краю Тихоокеанського кільця.

У Середземноморсько-Трансазіатському сейсмічному поясі так само сталося багато великих і руйнівних землетрусів. До одного з таких ставиться землетрус 1976 року в Таншані, коли тільки за офіційними даними КНР загинуло 242 419 осіб, проте за деякими даними кількість жертв перевищує 655 тисяч, що робить цей землетрус одним із найсмертельніших в історії людства.

Глобальна тектонічна одиниця, що характеризується протягом її еволюції високої тектонічної активністю, формуванням магматичних і осадових комплексів - складчастий пояс. Існує два типи рухомих поясів - міжконтинентальні та окраїнно-континентальні. Міжконтинентальні пояси, до яких належать Північно-Атлантичний, Урало-Охотський, Середземноморський та Арктичний, закладені на зрілій континентальній корі середньопротерозойського суперконтиненту в процесі його рифтогенної деструкції. Вони пройшли у своєму розвитку дві перші стадії циклу Вілсона – стадію континентального рифтогенезу (африканського типу у рифеї) та стадію міжконтинентального рифтогенезу (червономорського типу наприкінці рифею – початку палеозою). У першу стадію накопичувалися уламкові товщі озерно-алювіального походження та вилилися бімодальні вулканіти – базальти, ріоліти, лужні різниці. У другу стадію з'являються евапорити, потім морські теригенні та карбонатні опади, а вулканіти змінили склад на толеїтовий. У цій стадії починається спрединг, але морський басейн має ще обмежену ширину - до 100 км або трохи більше.

Альпійська геосинклінальна (складчаста) область виділена А.Д. Архангельським та Н.С. Шатським у 1933 році. Середземноморський пояс є представником молодих складчастих споруд. Основна частина його структури формувалася в мезозойсько-кайнозойський час і пов'язана з історією розвитку та закриття мезозойського океану Тетіс, що відокремлював Гондвану від Євразії. Доказом океанського походження є присутність у сучасній структурі численних виходів офіолітів – реліктів океанської кори, що маркують шви зіткнення різних блоків. Виділяються кілька вікових группоясів зіткнення: пізно-палеозойський – передовий хребет Кавказу, раннемезозойський (тріас-юра) – Добруджа, Крим, Північний Кавказ, Північний Памір, крейдяний – Центральний Памір, Малий Кавказ, палеоген-неогеновий – Карпати та інші.

Утворення Тетіса супроводжувалося деструкцією та роздробленням континентальних мас, тому серед складчастих структур поясу можна розрізнити комплекси порід, що сформувалися на обох околицях океану – Гондванській та Євразійській. Усередині пояса розташовуються численні стародавні блоки - мікроконтиненти, що є відторженцями фундаменту, які включені в покривно-складчасті структури палеозою. До них належать палеозойські структури Передового та Головного хребта Великого Кавказу, Дзирульський масив Грузії, Нахічеванський блок Малого Кавказу, палеозоїди Північного Паміру, Гіндукуша, Південно-Західного Паміру. Серед цих блоків виділяються два типи: блоки Євразійського походження, різного генези, що зазнали складчастості в пізньому палеозої та блоки Гондванського походження, переважно карбонатні (Нахічевань, Південний Памір). Мезозойські та кайнозойські комплекси, що формувалися на околиці Гондвани, мають в основному карбонатно-осадовий тип розрізу (Зовнішній Загрос, Тавр), характерний для аридного клімату. Їх освіта відбувалася за умов пасивної континентальної околиці. Євразійські блоки складені, в основному, острівні комплекси (Великий і Малий Кавказ) та юрськими вугленосними формаціями (Іран). Їхнє формування відбувалося в умовах гумідного клімату.

Південна межа пояса проходить фронтом насувів уздовж Загросу і Гімалаїв. Перед фронтом насувів залягають потужні товщі платформних осадових відкладень, починаючи з пізнього кембрію і до кайнозою. Ці товщі є колишню пасивну околицю Гондвани. Переміщення покривів на опади пасивної околиці почалося в пізньому крейді, досягло максимуму в міоцені та супроводжувалося зростанням гірських ланцюгів та формуванням передгірних крайових прогинів, заповнених моласами. Північна межа пояса розпливчаста. Вона простежується за насувами в Карпатах та на Памірі, а також крайовими прогинами на кордоні зі Східно-Європейською платформою.

Історія формування Середземноморського поясу дуже складна. Його закладення почалося ще в пізньому палеозої, коли південне обрамлення Східно-Європейської платформи зазнало герцинського орогенезу (у цей час, наприклад, було сформовано фундамент Скіфської плити). Початок мезозою характеризує відносно тектонічно спокійну стадію, близьку до платформної (це час формування осадового чохла Скіфської та Туранської плит). Повторний рифтинг і спрединг у середині мезозою призвів до різкої активізації тектонічних процесів і, зрештою, дав початок молодому Альпійсько-Гімалайському гірському поясу (рис. 3.2).

Мал. 3.2

а - простягання складок; б - насуви, фронт шарьяжів; в - зрушення; г - рух літосферних плит щодо Євразії у час; д - основні тектонічні течії у час

Структурні дуги: Карпатська (1), Критська (2), Кіпрська (3), Східно-Гаврська (4), Трабзонська (5), Малокавказька (6), Південно-Каспійська (7), Ельбурська (8), Західно-Копетдазька ( 9), Хорасанська (10), Лутська (11), Дарваз-Копетдазька (12), Таджицька (13), Памірська (14), Гіндукуш-Каракорумська (15). Літосферні плити: Адріатична (Ад), Аравійська (Ар), Євразійська (Ев), Індійська (Ін).

Піренеї.Найбільш західна ланка Альпійсько-Гімалайського поясу представлена Піренеями. Піренейська споруда, що виникла на кордоні Євразійської та Іберійської плит у пізньому еоцені, побудована відносно симетрично, але з переважанням південної вергентності, окаймляючись з півночі на південь моласовими прогинами, з яких північна Адурська, відкривається на захід у Біскайську затоку, а південну на заході.

Альпи.Альпійська покривно-складчаста система утворює опуклу на північний захід дугу протяжність в 1200 км, своїм південно-західним закінченням, що досягає Середземного моря і північного сходу острова Корсика, а на північному сході занурюється під поперечну западину Віденського басейну. На південний захід вона шарнірно стуляє з Апеннінами в районі Генуї, а на південному сході до неї примикають Діанріди. З півночі значному протязі вздовж Альп простягається передовий моласовий прогин, але в півдні їх відокремлює від Аппенін загальний Паданський прогин. Найбільш висока – осьова зона Альп складена давніми кристалічними (гнейси, слюдяні сланці) та метаморфічними (кварцово-філітові сланці) породами. На північ, захід і південь від осьової зони простягаються зони вапняків і доломітів мезозою і молодші флішеві та моласові формації Предальп із середньогірським та низькогірним рельєфом.

Мал. 3.1

1 - складчасто-покривні споруди: цифри в гуртках: 1 - Піренеї, 2 - Бетська Кордильєра, 3 - Ер-Ріф, 4 - Телль-Атлас, 5 - Апенніни, 6 - Альпи, 7 - Динаріди, 8 -Еллініди, 9- Карпати, 10 – Балканіди, 11 – Гірський Крим, 12 – Великий Кавказ, 13 – Малий Кавказ, 14 – Ельбурс, 15-Копетдаг, 16 – Східні Понтіди, 17 – Тавриди, 18 – Загрос, 19 – Белуджистанські , 21 – Індо-Бірманські ланцюги, 22 – Зондсько-Бандська дуга; 2 - передові прогини та міжгірські западини; 3 – насувні фронти; 4 - зрушення

тектономагматичний альпійський геосинклінальний складчастість

Східні Карпатискладаються із серії тектонічних покривів, насунутих у північно-східному напрямку край Східно-Європейської платформи. У будові цієї покривної області виділяють три зони: зона зовнішніх покривів – представлені крейдяними олігоценовими флішевими та моласовими товщами. Моласи тяжіють до самої периферії Карпат і по суті належать крайовому прогину. Фліш представлений чергуванням мергелів та чорних сланців. Складчасті деформації у зовнішній зоні почалися в міоцені і продовжуються до теперішнього часу. Центральна зона покривів відрізняється від зовнішньої зони тим, що серед крейдяних палеогенових деформованих флішевих відкладень епізодично зустрічаються породи мезозойської (пізньоюрської) океанічної кори. Внутрішня зона покривів або так звана зона "стрімчаків" характеризується хаотичним змішанням різних комплексів порід. Вона являє собою виходи на поверхню блоків пізньотріас-юрських вапняків та глинистих сланців, юрських кремнів, гіпербазитів та інших порід, укладених у флішеву матрицю. Сам фліш має крейдяний вік. Крім перерахованих вище, присутні блоки древніх, докембрійських метаморфічних порід перекритих крейда-палеогенової моласою. Від зовнішніх покривів внутрішні відрізняються більш ранніми деформаціями межі раннього крейди, та був у міоцені. На південний захід ланцюг Карпат змінюється Закарпатською западиною, що представляє частину Пононської западини. Формування сучасної структури Східних Карпат та надвигоутворення є наслідком пізньокайнозойського зіткнення Африки з Європою. Рух покривів триває й нині, потім вказує існування глибинної сейсмофокальної зони під Карпатами.

Гірський Крим.Являє собою складчасту область із загальною антиклінорною структурою, південне крило якої обрізане западиною Чорного моря. У центральній частині оголюються тріасові та юрські відкладення, на північ вік відкладень поступово омолоджується до неогену. Характерний куестовий рельєф, зумовлений пологим падінням верств північ. В основі розрізу залягає фліш таврійської серії (тріас-нижня юра), що сформувався на континентальному підніжжі. Вгору по розрізу флішева товща змінюється ранньоюрською олістостромовою, до якої включені брили пермських вапняків. Далі по розрізу слідують среднеюрские вулканіти - базальти, андезитобазальти, шошоніти. Лави відокремлені від флішу незгодою та асоціюють з кремністо-аргілітовими та континентальними вугленосними товщами. Виливання відбувалися як і наземної, і підводної обстановці. Вулканіти належать вапняно-лужній серії острівного типу. В основі верхньої юри відзначається велика регіональна незгода, вище за який розріз представлений потужною товщею конгломератів, що змінюються позднеюрськими карбонатними відкладеннями. Юра згодна перекрита крейдяними та палеогеновими істотно карбонатними мілководними відкладеннями. У цей час область нинішнього Гірського Криму була шельфовою околицею Південної Європи.

Ельбурс.Тектонічну будову Ельбурса трактується нині як південно-вергентна антиформна споруда, що складається з нагромадження дуплексних покривів і лусок, ускладнена на заключній стадії розвитку утворенням пологих відцентрових нормальних скидів розтягування та гравітаційного розповзання. Ймовірно, весь цей покривно-складчастий комплекс зірваний зі свого докембрійського, пізньопротерозойського фундаменту. Початок утворення Ельбурського орогену, судячи з першої появи грубоуламкових відкладень моласового типу, відноситься до палеоцену, тобто до ларамійської фази альпійської складчастості, але основні деформації мають значно молодий вік, в основному пліоценово-четвертинний вік і на периферії орогену зачіпають.

Апенніни.За геологічною будовою Апенніни різко відрізняються від складу центральної альпійської зони. Переважаючі гірські породи - доломіти, мармури (каррарський, порто-венере), червоні та білі вапняки (альба-резе), біанконе, майоліки) та темні пісковики (мачіньо), змійовики, габро (евфотиди). В Апеннінах, крім вивержених порід та кристалічних сланців, розвинені відкладення юрської, крейдяної, третинної систем. Розрізняють Північні, Середні та Південні Апенніни.

Зона Телль-Атлас та підняття Ер-Ріф.Безпосереднім продовженням Апеннін по західний бік Туніської протоки, у Тунісі та Алжирі служить покривно-складчаста система Телль-Атласу. Разом з аналогічною системою Ер-Ріфа вона нерідко поєднується під назвою Магрібід. Внутрішня зона Телль-Атласа складена гнейсами, слюдяними сланцями, амфіболітами, мармурами, серицитовими та графітовими сланцями. Зона флішевих покривів складення потужним флішем крейдового-нижньопалеогенового віку різного типу. Зовнішня зона складається із серії покривів, у яких беруть участь відкладення глибокого крейдяного палеогенового прогину - мергелі, тонкозернисті вапняки, радіолярити. Хребет Ер-Ріф має форму півмісяця. Подібно до Телль-Атласу складається з трьох частин. Внутрішня зона утворена домезазойськими метаморфітами та Вапняковим хребтом (шельфові карбонати середнього та верхнього тріасу, радіолярити піщано-глиниста товща верхнього еоцену – нижнього міоцену). Зовнішня зона Ер-Ріфа має значну ширину і має складну будову. У її основі залягають метаморфічно палеозою, верхньопалеозойська моласа та гіпсо-солоносний тріас. Основний розріз складають глибоководні відкладення юри-еоцену з переважанням флішу та пелагічних вапняків.

Копетдаг.Складчаста система Копетдагу обмежує з півдня Туранську плиту. У її структурі виділяються Копетдазьке підняття, Передкопетдагський прогин, і примикає до них з півдня Закаспійська западина. Загалом складчаста область Копетдага виникла на місці мезозойсько-ранньокайнозойської пасивної околиці внаслідок пересування Іранського блоку щодо Євразії.

Памір.Складчасті споруди Паміру сформовані внаслідок зіткнення з Євразією Індійського континенту. Щодо цього Памір подібний до Гімалаїв і Південного Тибету і відрізняється від Кавказу. Загалом складчаста споруда Паміру має дугоподібну структурну форму, розташовану над північним виступом Індійського континенту і представлена серією покривів, переміщених у північному напрямку. Памір - це акреційно-складчаста споруда, зібрана з різнотипних континентальних, океанічних, острівні та інших блоків, що спаялися в період з середини карбону по крейду і деформованих в післяолігоценовий час.

Кавказ.Сучасна структура Кавказу сформувалася у міоцені. Орографічно і геологічно тут виділяються підняття Великого та Малого Кавказу, розділені Ріонською та Куринською западинами. Великий Кавказ є серією лусок різновікових порід. Він має яскраво виражену антиклінорну форму. Ядро Великого Кавказу складено докембрійськими та палеозойськими товщами. У цьому районі на поверхню виведено фундамент скіфської плити.

Найбільшої площі на Великому Кавказі займають юрські та крейдяні товщі. Для нижньо-середньоюрських відкладень зазвичай підкреслюється дві характерні риси: по-перше вони складаються в основному з глинистих сланців і, по-друге, включають велику кількість лав.

Мал. 3.2.

1 - Предкавказька плита, включаючи зону Вапнякового Дагестану - ВД; 2 - те саме, під моласами; 3 - передові та перікліальні прогини: ЗК - Західно-Кубанський, ВК - Східно-Кубанський, ТК - Терсько-Каспійський, КД - Кусаро-Дивичський, АК - Апшероно-Кобистанський; 4 – зона Передового хребта; 5 – зона Головного хребта Центрального Кавказу: а – виступ кристалічного комплексу; 6- сланцева зона Центрального, Головного та Бокового хребтів Східного Кавказу; 7-флішеві зони Західного та Східного Кавказу; 8 - Гагра-Джавська та Кахетино-Вандамська зони; 9 – Закавказький серединний масив (мікроконтинент): а – виступ фундаменту на поверхню; 10 - те саме, під моласами; 11 - міжгірські прогини: Р - Ріонський, СК - Середньокуринський, ПК - Нижньокурінський, АА - Алазано-Агрічайський; 12 - Аджаро-Тріалетська зона; 13 - надвиги та скидо-надвиги; 14 – великі поперечно-флексурні зони, літери в гуртках: ПА – Пшехсько-Аднерська, ЗК – Західно-Каспійська, MB – Мінераловодська

Найдавніші з них мають яскраво виражений вапняно-лужний склад і представлені базальт-андезит-дацитовою серією. Їх формування пов'язують із функціонуванням Великоавказької острівної дуги. Територіально ці гостроводні вулканіти розвинені в межах головного хребта та в його обрамленні. У центральній частині Великого Кавказу широко розвинені базальти почту Гойхт та її аналогів ранньо-середньоюрського віку. Позднеюрские і крейдяні відкладення є безперервний осадовий розріз сформований у межах і найширше розвинені не більше Великого Кавказу. У складі розрізу присутні глинисті товщі, відкладення флішу, мерглисті опади, малопотужні крем'янисті шари. Верхньокремові та палеогенові теригенні відкладення флішегової будови поширені переважно по периферії антиклінорія Великого Кавказу.

Однією з найважливіших структурних елементів є Малокавказька вулканічна дуга. Вона представлена диференційованою базальт-андезит-дацит-ріолітовою серією. Причому на півдні переважають примітивні острівні вулканіти, а на півночі проявляються більш лужні лави в асоціації з більш мілководними вулканогенно-уламковими серіями, що вказує на розтягнення в тилу дуги і наявність околиць, що заповнювалося теригенними породами. Сучасна структура Великого Кавказу утворена дома великого морського басейну, що виник у результаті розтягнення в ранній-середній юре і заповнювався уламковими товщами до раннього міоцену. Цей басейн з'явився в тилу Малокавказької острівної дуги і був типовим окраїнним морем. Максимум вулканізму посідає еоцен. В олігоцені по всьому вулканічному поясу пройшли деформації, що супроводжуються використанням гранітоїдів. Новий етап вулканічної діяльності відноситься до новітнього часу (починаючи з пліоцену), коли Вірменське нагір'я було залите базальтами та андезитами вапняно-лужної серії.

Гімалаї.Формування Гімалайського орогену пов'язується з колізією Індського кратону та Євразійської плити. Ця колізія, за сучасними даними, почалася наприкінці палеоцену, близько 55 млн. років тому на північному заході і поширилася на схід до середнього еоцену включно.

Мал. 3.3.

НН - Високі Гімалаї, LH - Низькі Гімалаї, MBT - Головний Прикордонний насув, MCT - Головний Центральний насув, MV - Вулканіти Тибету, NH - Північні Гімалаї, TH - Трансгімалаї

На сході система Гімалаїв зрізається діагональним розломам Мішмі, що маскує зчленування з наступним сегментом альпійського пояса, що починається на півночі Індо-Бірманськими ланцюгами.

АЛЬПІЙСЬКО-ГІМАЛАЙСЬКИЙ РУХОВИЙ ПОЯС охоплює території Південної Європи, Північної Африки, Південної та Південно-Східної Азії- від Гібралтарської протоки до Індонезії; простягається у субширотному напрямі на відстань близько 17 тисяч км.

Поділяється на чотири гілки покривно-складчастих гірських споруд. 1-а – Піренеї – Альпи – Карпати – Балканіди – Понтіди – Малий Кавказ – Ельбурс – Туркмено-Хорасанські гори. 2-а - Північна Добруджа Гірський Крим - Великий Кавказ - Копетдаг. 3-я – Апенніни – Калабриди (південь Апеннінського півострова) – структури Північної Сицилії – Телль-Атлас – Ер-Ріф Андалуські гори (Кордильєра-Бетика) – структури Балеарські островиЗахідне Середземномор'я. 4-а – Динариди Еллініди – структури півдня Егейського моря – Критська дуга – Тавриди Туреччини – Загрос – Макран – Белуджистанські гори – Гімалаї – Індо-Бірманський ороген – Зондсько-Бандська дуга Індонезії. Пояс почав розвиток при розпаді суперконтиненту Пангея у 2-й половині пермі, коли в результаті континентального рифтогенезу і наступного в тріасі — юре спредингу виник океан Мезотетіс (дивись у статті Тетіс), який частково успадковував палеозойський Палеотетіс, але південніше останнього. Колізія континентів в області Мезотетісу почалася в пізній Юрі. У пізньому крейді на південь розкрився новий океан - Неотетіс, який мав безліч відгалужень, заток і околиць. Вважається, що Альпійсько-гімалайський рухомий пояс головним чином виник при закритті цього океану. Реліктові басейни Мезо- та Неотетісу збереглися у Середземному морі.

Закриття Неотетісу почалося в палеоцені і було викликане зіткненням острівних дуг та колізією континентів та мікроконтинентів з Євразією. Основна фаза деформацій – пізній еоцен. Континентальна колізія супроводжувалася формуванням численних покривів, включаючи офіолітові. Використання Індостанського блоку в Євразію з півдня призвело до формування в східному сегменті пояса найвищих гірських ланцюгів (Гіндукуш, Памір, Гімалаї). Розмір застосування близько 2 тисяч кілометрів. Пояс продовжує активно розвиватися (сейсмічність, вулканізм). Сучасна конвергенція (зближення) Афро-Аравійської та Євразійської плит реалізується в активних зонах субдукції (підсуву однієї літосферної плити під іншу) Східного Середземномор'я (Калабрійської, Егейської та Кіпрської) та на півдні Аравійського моря. У Бірмано-Зондській системі на південному сході пояса триває субдукція кори Індійського океану під Зондсько-Бандську острівну дугу, на крайньому півдні якої, в районі острова Тимор, у середині пліоцену розпочалася колізія Австралійського континенту з Євразійським.

Хайн Ст Є. Регіональна геотектоніка: Альпійський Середземноморський пояс. М., 1984; він же. Тектоніка континентів та океанів (рік 2000). М., 2001.

А. Ф. Лимонов.

Висотна поясність території Російської Федераціївідрізняється різноманіттям та тісно пов'язана з широтними зонами. З висотою трансформується ґрунтово - рослинний покрив, клімат, геоморфологічні та гідрологічні процеси.

Зміна компонентів природи провокує зміну природних комплексів, у процесі утворюються висотні пояси.

Зміна територіальних природних комплексів, залежно від висоти, має назву висотна поясність або вертикальна зональність.

Чинники, що впливають формування висотної поясності

На процес формування різних типіввисотної поясності впливають такі фактори:

1. Географічне розташування гірничої системи. Висотне положення та кількість гірських поясів у певній гірській системі залежить від того, в якій широті знаходиться територія, на якій вони розташовані, а також її положення щодо найближчих океанів та морів.

Які гори становлять основу Альпійсько-Гімалайського поясу?

Висотність гірських поясів Росії збільшується у напрямку із півночі на південь.

Яскравим прикладом цієї теорії є висотагірна система Уралу, яка знаходиться в північній частині держави.

Максимальна висота Уральських гір становить 1100 м, тоді як для Кавказьких гір ця цифра є середнім показником висоти. У кожній гірській системі є різна кількість висотних поясів.

2. Рельєф.

Розподіл снігового покриву, збереження продуктів вивітрювання та рівень зволоження визначає рельєф гірських систем. Саме рельєфна структура гір впливає формування природних комплексів, зокрема і рослинного покриву.

3. Клімат. Кліматичні умови є найважливішим чинником, завдяки якому відбувається формування зон висотної поясності. Зі збільшенням висоти по відношенню до рівня моря відбуваються суттєві зміни на рівні сонячної радіації, температурному режимі, силі та напрямі вітру, загального типу погоди.

Клімат впливає флору і фауну гірських систем, у результаті створюючи певний автентичний природний комплекс.

4. Експозиція схилів. Істотну роль розподілі вологи, тепла, процесів вивітрювання грає експозиція гірських схилів. У північних частинах гірських систем схили розташовані значно нижче, ніж у південних частинах.

Історія формування висотної поясності Росії

Формування висотної поясності на сучасній території Російської Федерації бере свій початок у ранньому плейстоцені, в період міжльодовиків (валдайське та московське зледеніння).

У зв'язку з неодноразовими кліматичними трансформаціями межі висотної поясності зміщувалися кілька разів. Вченими доведено, що це сучасні гірські системи Росії первинно розташовувалися приблизно 6° вище їх нинішнього становища.

Висотна поясність Росії призвела до формування гірських комплексів – Уралу та гір півдня та сходу держави (Кавказ, Алтай, Байкальські гірські хребти, Саяни).

Уральські гори мають статус найдавнішої гірської системи світу, їхнє формування почалося імовірно в архейському періоді. Гірські системи півдня значно молодші, проте завдяки тому, що знаходяться ближче до екватора, значно переважають у показниках висоти.

Лекція додана 07.11.2012 о 02:47:11

Середземноморський (Альпійсько-Гімалайський) складчастий (геосинклінальний) пояс- складчастий пояс, що перетинає Північно-Західну Африку і Євразію в широтному напрямку від Атлантичного океану до Південно-Китайського моря, відокремлюючи південну групу стародавніх платформ, до середини Юрського періоду, що складала суперконтинент Гондвану, від північної групи, що становила раніше континент Лавразія і Сибір.

Середземноморський складчастий пояс

На сході Середземноморський складчастий пояс зчленовується із західною гілкою Тихоокеанського геосинклінального пояса.

Середземноморський пояс охоплює південні райони Європи та Середземномор'я, Магріб (Північно-Західну Африку), Малу Азію, Кавказ, Перські гірські системи, Памір, Гімалаї, Тибет, Індокитай та Індонезійські острови.

У середній та центральній частині Азії він майже поєднаний з Урало-Монгольською геосинклінальною системою, а на заході близький до Північно-Атлантичної системи.

Пояс формувався протягом тривалого часу, що охоплює період від докембрію до наших днів.

Середземноморський геосинклінальний пояс включає 2 складчасті області (мезозоїди та альпіди), які діляться на системи:

Див.

Примітки

Цейслер В.М., Караулов В.Б., Успенська О.О., Чернова О.С.Основи регіональної геології СРСР. – М: Надра, 1984. – 358 с.

Посилання

Складчасті пояси на карті світу

CC© wikiredia.ru

Альпійсько-гімалайський гірський пояс починається на південному заході Європи і тягнеться неширокою смугою на схід. До нього входять Піренеї, Альпи, Карпати, Кавказ, Апенніни, Балкани, а також рівнини у внутрішніх западинах.
Продовженням Альпійсько-Гімалайського поясу в Азії є Малоазіатське нагір'я. На півночі довгим ланцюгом тягнеться Понтійський хребет, Півдні — гори Тавра.

Вірменське вулканічне нагір'я (5156 м) знаходиться на схід від Анатолійського плоскогір'я. Тут можна побачити вулканічні плато, конуси вулканів, провальні улоговини та інші форми вулканічного рельєфу. В цілому Вірменське нагір'я є величезним склепінням, піднесеним і розколотим на окремі частини. Найбільшу площу величезного Іранського нагір'я (5604 м) займають хребет Ельбурс, гори Загрос та великі рівнини між ними. Це активна сейсмічна зона, де відбувається землетрус силою до 10 балів.

Гірські країни Гіндукуш, Памір, Гімалаї та нагір'я Тибету є найвищими на нашій планеті. Головна риса рельєфу – дуже глибоке розчленування.

Потужність земної корина кордоні Гімалаїв та Тибету досягає 70 км, що приблизно на 30 км більше, ніж на суміжних територіях.

Гімалаї включають величезну територію довжиною близько 2500 км і шириною до 350 км. Еверест сягає 8848 м. Найбільш високу частину Гімалаїв складено кристалічними сланцями, а Еверест -пермськими вапняками.
Одним із найефектніших гірських вузлів на поверхні Землі є Памір. У ньому сходяться гірські ланцюги Каракоруму, Куньлуня, Гіндукуша. Тут є сусідами найвищі гори і високогірне плато.

Гірські гряди з гострими зазубреними гребенями поділяють гігантські долини завглибшки 2 - 3 км.

АЛЬПІЙСЬКО-ГІМАЛАЙСЬКИЙ РУХОВИЙ ПОЯС

У їхніх верхів'ях лежать величезні льодовики та льодовикові озера. Вчені вважають, що ці ознаки вказують на швидке підняття гір (I -2 см на рік), що триває до цього часу. Про це ж нагадують часті землетруси, що призводять до великих обвалів та руйнування схилів. Геологи припускають, що Памірський гірський вузол було створено під час зіткнення літосферних плит.

На південному сході Альпійсько-Гімалайський пояс закінчується Бірманським нагір'ям (4149 м), складеним гранітами, кристалічними сланцями, вапняками та пісковиками.

Субмерідіональні хребти розділені тут поздовжніми западинами. Осьові зони складені мезозойськими гранітами та сланцями. Схоже на нього і Шанське нагір'я.

Таким чином, для всього Альпійсько-Гімалайського пояса характерні динамічність і контрастність тектонічних рухів (в Альпах розмах рухів становив 10-12 км; у Карпатах – 6 – 7 км; у Гімалаях – 10-12 км).

Хоча вулканізм розвивався не у всіх гірських країнах цього пояса, але сейсмічна напруженість досить висока. Зони «сейсмічного мовчання» чергуються із зонами частих землетрусів силою до 10 балів.

Розташування планетарних гірських поясів Землі, як і і рівнинно-плоскогірних поясів, неоднаково. Альпійсько-Гімалайський пояс витягнутий у субширотному напрямку, Андійсько-Кордильєрський - у субмеридіональному напрямку, а Східно-Азійський ніби облямовує материк Азії зі сходу, слідуючи його вигинам.

Альпійсько-гімалайський гірський пояс починається на південному заході Європи і тягнеться неширокою смугою на схід. У нього входять , Апенніни, Балкани, а також у внутрішніх западинах. Однією з них є западина. Піренеї огороджують із північного сходу плоскогір'я Месета бар'єром завдовжки майже 600 км. Це невелика гірська країна, що за розмірами дорівнює . Ширина хребта на підставі наближається до 120 км. Найвища точка Піренеїв – пік де Ането – 3404 м. Починаючи біля східного закінчення Кантабрійських гір, де вони представляють єдину гряду, на схід Піренеї дробляться на кілька паралельних хребтів. У своїй осьовій зоні Піренеї складено палеозойськими сланцями, пісковиками, кварцитами, вапняками, гранітами. На північному та південному схилах палеозойські породи ховаються під мезозойськими та палеогеновими відкладами. Вони зім'яті в складки і подекуди насунуті один на одного. Єдиним вулканічним районом Піренеїв є тектонічна депресія Олоту. Альпи – одна з найбільших гірських країн цього поясу. Довжина її близько 1200 км, а висота окремих вершин перевищує 4 км (Монблан – 4710 м). Гори сильно розчленовані і, як і Піренеї, не є єдиного гірського хребта. Осьова зона їх складена породами кристалічного фундаменту - гранітами, гнейсами, метаморфічними сланцями, які з наближенням до околиць змінюються осадовими товщами глинистих сланців тонкошарових пісковиків і аргілітів. З півночі Альпи обрамляють низькі плато, розташовані на місці передгірського прогину, на півдні знаходиться Венеціано-Паданська западина. Східну околицю Альп перетинають рифтові западини, які відокремлюють їхню відмінність від Дунайських рівнин. Вулканів у Альпах немає.

Карпати мають довжину майже 1500 км. Найвищі позначки у Високих Татрах — 2663 м. Ширина, однак, менша, ніж у Альп, але хребти відокремлені. Міжгірські улоговини глибоко проникають у гори, які складені в основному з пісковика та глин, але у Західних Карпатах є граніти та гранітогнейси. Уздовж південного схилу Східних Карпат тягнеться вулканічний хребет. Карпати роздробленіші за Альпи.

Кавказькі Юри за своїм рельєфом більш схожі на Альпи. Але їхні морфоструктури є різними.

Довжина Кавказу сягає 1100 км, а площа становить близько 145 тис. км2. Це гірська система, що складається з поздовжніх та поперечних хребтів, витягнутих в одну лінію западин, вулканічних масивів. За особливостями в ній виділяються північний та південний схили, а також осьова смуга.

В осьовій смузі розташовані найвищі гори (4-5 км), складені докембрійськими і палеозойськими породами. Їхні виступи обрамлені пісковиками, вапняками та сланцями мезозойського віку. Головний Кавказький хребет різко розчленований глибокими долинами, на крутих схилах зустрічаються льодовики, а найвища вершина Кавказу і всієї Європи гора Ельбрус є величезний вулканічний конус, висота якого сягає 5633 м. Річки порожисті, з бурхливою течією.

Кавказ виглядає як гігантське склепіння, розбите на брили величезними тріщинами. Рухи цих брил продовжуються досі, що нерідко призводить до обвалів на схилах.

Між ланцюгами грандіозних гір у цій частині Європи розташовуються Дунайські рівнини, що сформувалися на місці серединного масиву, що занурився. Середня висота поверхні складає: у Верхньо-Дунайської рівнини - 11О - 120 м, у Середньо-Дунайській - 80 - 85 м, у Нижньо-Дунайській - 10 - 30 м.

Більшу частину Апеннінського півострова займають Апеннінські гори. Це система середньовисотних хребтів, що піднялися та оформилися лише 800 тис. років тому. Тут розташовується зона найбільш значних землетрусів та найбільших діючих Європи. Найвищою точкою Апеннін є гора Корпо-Гранде (2914 м). Вулкани зосереджені вздовж західного узбережжя і дні моря: Аміату, Вульсино, Везувій, Етна, Вультуре та інших. Найбільшими є Динарское нагір'я, Албано-Піндські гори, складчасті гори Стара-Планина, Рила-Родопський гірський масив.

Продовженням Альпійсько-Гімалайського поясу є Малоазіатське нагір'я. На півночі довгим ланцюгом тягнеться Понтійський хребет, Півдні - гори Тавра.

На південному сході Альпійсько-Гімалайський пояс закінчується Бірманським нагір'ям (4149 м), складеним гранітами, кристалічними сланцями, вапняками та пісковиками. Субмерідіональні хребти розділені тут поздовжніми западинами. Осьові зони складені мезозойськими гранітами та сланцями. Схоже на нього і Шанське нагір'я.

Таким чином, для всього Альпійсько-Гімалайського поясу характерні динамічність і контрастність (в Альпах розмах рухів становив 10-12 км; у Карпатах – 6 – 7 км; у Гімалаях – 10-12 км). Хоча розвивався не в усіх поясах, але сейсмічна напруженість досить висока. Зони «сейсмічного мовчання» чергуються із зонами частих силою до 10 балів.

Андійсько-кордильєрський гірський пояс при ширині від 600 до 1200 км протягнувся на 18 тис. км. Він починається на Алясці і йде вздовж західних узбереж і . Гори та плоскогір'я Аляски відрізняються різноманітним. Приморські рівнини відокремлені від внутрішніх областей високими хребтами, Юконське плоскогір'я розбите на ділянки міжгірськими западинами, а Брукс хребет непрохідною стіною відокремлює Юкон від льодів океану на півночі. У геологічному будові цієї території беруть участь породи докембрійського, палеозойського та мезозойського віку. Вони, як правило, зім'яті в складки та зміщені по зонах насувів. Для сходу Аляски характерні глибокі поздовжні рови, що тягнуться далеко на південь.

Скелясті гори - це ланцюг високих паралельних хребтів та гірських масивів, витягнутий на 3200 км. Ширина ланцюга значна (400 - 700 км), хоча й стала. Товщина земної кори – близько 40 км. Гори досягають висоти 4399 м. Тектонічна та геологічна структури Скелястих гір на півночі та півдні помітно різняться. На півночі видно глибокі рови, глибові масиви. У центральній і особливо у південній частині Скелястих гір широко поширені рифтогенні утворення. Досі однією із загадок залишається походження гігантського рову Скелястих гір - вузької (близько 6-12 км) тріщини, витягнутої вздовж західного схилу гір на 15 тис. км. За розривами у товщі гірських порід можна встановити надвиги докембрійських товщ на мезозойські породи. Величезна довжина рову можна пояснити лише тектонічними розтягуваннями земної кори. У центральній частині головний хребет має завширшки близько 300 км. Південна частина Скелястих гір різко відрізняється від північної та центральної частин.

Між Скелястими горами та морським узбережжям розташовані внутрішні плато, гори та плоскогір'я. Вони включають плато Стікін, Нечако-Фрейзер, Колумбійське, Колорадо, а також провінцію Хребтів та Басейнів. Внутрішні плато та плоскогір'я характеризуються хвилястим рельєфом із горами. Колумбійське плато (200 - 1000 м) складено переважно вулканічними породами; Колорадо - горизонтально залягаючими товщами осадових поріді лише провінція Хребтов і Басейнів є унікальною територією з незвичайним рельєфом. Середня висота її – 1400 – 1700 м, максимальна – 4356 м. За своїм рельєфом відрізняється від Скелястих гір та внутрішніх рівнин Мексиканське нагір'я. Це гірська область з роз'єднаними грядами висотою 600 - 1000 м. Деякі їх досягають 2500 м. Тут є великі плато і вулканічні масиви. З найбільш відомих вулканів можна назвати Попокатепетль (5452 м) та Орісаба (5747 м). Вони відрізняються добре вираженими конічними масивами. У прибережній зоні розташовуються високі хребти та глибокі западини, а рельєф менш контрастний, хоча саме тут знаходиться найвища точка Америки – гора (6193 м). Характерна риса рельєфу - виняткова роздробленість блоків, лінійне розташування хребтів та западин.

Відмінності у великих рисах рельєфу цієї частини Андійсько-Кордильєрського гірського поясу обумовлені, передусім, історією формування. Гірські масиви Скелястих гір сформувалися в кінці мезозою, коли на місці внутрішніх плато та плоскогір'я ще існували низовинні рівнини. Роздроблені, але менш активні в тектонічному відношенні морфоструктури Скелястих гір вже приблизно 10 млн. років тому перетворилися на великі лінійні хребти і западини, а потім у систему вулканічних хребтів, що чергуються, і плато, глибових гір, щілиноподібних ровів. Вузький і довгий перешийок, що сполучає Північну та Південну, називають Центральною Америкою. Вона характеризується безліччю вулканічних масивів та хребтів, лавовими плато та плоскогір'ями. Густа мережа розломів пронизує весь цей регіон. Андійсько-Кордильєрський пояс продовжується в Південній Америці. Найбільш характерна рисарозташованих тут Анд - розгалужена система хребтів, званих . Вони тягнуться майже паралельно один до одного і розділені глибокими западинами, високими плато та плоскогір'ями. Найвищий гірський масив увінчує гора Аконкагау (6980 м).

По обидва боки Анд розташовуються лінійні прогини. Вони мають різне походження. На півночі пояс починається субширотною смугою Венесуельських Анд, які без різких переходів змінюються Колумбійськими Андами. Найбільші хребти тут - Західна, Центральна та Східна Кордильєри, що ніби розходяться променями з одного вузла в районі масиву Кумбаль на півдні. Розташовані на південь Еквадорсько-Перуанські Анди мають ширину лише 320 - 350 км. Тут відсутні гірські ланцюги, що згинаються. Середня висота сягає 4 - 5 км, а найвищі позначки мають вулканічні масиви Чимборасо (6272 м) і Котопакси (5896 м). У цьому районі чітко виражена в рельєфі так звана алея вулканів - дно великого грабену, заповненого пеплово-піщаними та щебеневими відкладеннями та обрамленого з обох боків ланцюгами вулканічних конусів. На півдні Перу підняття міжгірських улоговин призвело до утворення величезних плоскогір'їв.

Якщо рухатися до Анд з боку Тихого океану, то гірський ланцюг Анд виникає якось одразу, без поступового підйому. Шлях перегороджують ущелини з бурхливими потоками, схили стають дуже крутими, покритими жовтими плямами свіжих та обвалів. У долинах практично немає річкових терас.

Тут можна розпочати підйом на Західну Кордильєру. Круті схили йдуть нагору, автомобільна дорога звивається, пристосовуючись до рельєфу. І ось з обох боків дороги з'являються сухі степи, між куртинами трав чітко видно висохлу землю. На виростають конуси вулканів, які спочатку не справляють особливого враження - їх просто нема з чим порівнювати. Несподівано дорога починає спускатись, і мандрівник потрапляє на дно великої депресії, зайнятої численними селищами, полями, пасовищами. Цю депресію називають по-різному - алеєю вулканів, внутрішньоандійською западиною, смугою гігантських грабенів. Депресія з обох боків облямована гірськими грядами Західної та Східної Кордильєр, ширина її сягає 40 км.
Для мешканців помірного поясу такі рельєф та ландшафти багато в чому незвичайні. У Перу їх називають парамо. т. е. високогірні рівнинні сухі степи. Парамо займає між 2800 і 4700 м. Горбисті рівнини тут - поєднання поверхонь, складених вулканічним попелом та уламками, викинутими при . Виразно видно смуги лахарів - застиглих гарячих потоків.

У геологічному розрізі ландшафти парамо - листковий пиріг», що складається з різних порід і зберігає пам'ять про катаклізми минулого.

Вивчено не так добре, як на суші. У найбільших океанах - Тихому та Атлантичному, що тягнуться по обидва боки від екватора, рельєф не може бути навіть порівнянним із найзначнішими гірськими поясами на суші. Тихий океан оточений з півночі, заходу та південного заходу околицями моря, що глибоко вдаються до континентів. Основні морфоструктури дна - це серединно-океанічні хребти та підводні улоговини з гірським та рівнинним рельєфом.

Серединно-океанічні хребти Тихого океану витягнуті на багато тисяч кілометрів і місцями набувають вигляду широких і протяжних височин, які нерідко розбиті трансформними розломами на сегменти різного розміру і різного віку. Планетарна система серединно-океанічних хребтів і височин у Тихому океані представлена широкими і слаборозчленованими Південно-Тихоокеанським та Східно-Тихоокеанським підняттями. Неподалік Каліфорнійської затоки Східно-Тихоокеанське підняття впритул підходить до континенту Північна Америка. У цього хребта рифти слабо виражені, а подекуди відсутні. У рельєфі чаші простежуються купольні височини, віддалені друг від друга на 200 - 300 км.

Гірські споруди в інших частинах Тихого океану представлені хребтами, що мають іноді дугоподібні обриси. Наприклад, північну дугу утворює Гавайський вулканічний хребет. Острів Гаваї є вершиною вулканічного масиву, що піднімається над водою, із щитових підводних вулканів, що злилися своїми підставами. На південь від Гавайського хребта розташовується гірська система, довжина якої сягає 11 тис. км. На різних ділянках вона має різні назви. Починаються ці підводні гори від масиву Картографів, потім переходять у гори Маркус-Неккер і далі представлені підводними хребтами поблизу островів Лайн та Туамоту. Ця гірська система йде майже вщент Східно-Тихоокеанського підняття. За припущеннями вчених, усі ці гори – фрагменти колишнього серединно-океанічного хребта.

Величезна Північно-Східна улоговина на дні Тихого океану лежить на глибині близько 5 км (максимальна її глибина становить 6741 м). На дні улоговини переважає горбистий рельєф.

До планетарних форм рельєфу також відноситься - другий за розмірами та глибиною серед океанів Землі. Він тягнеться від до. Планетарною є Серединно-Атлантичний хребет, що ділиться на три хребти: Рейк'янес, Північно-Атлантичний та Південно-Атлантичний. Хребет Рейк'янес простежується від острова на південь. Російський учений О. К. Леонтьєв вважав, що це навіть не хребет, а нагір'я з добре вираженими осьовими та фланговими зонами. Північно-Атлантичний хребет розбитий на безліч сегментів трансформними розломами, причому в місці їх перетину відзначені глибокі грабени, часто значно глибші, ніж осьова рифтова западина. Південно-Атлантичний хребет має меридіональне простягання і розбитий на сегменти такими самими розломами. Ложе Атлантичного океану не містить особливо великих підводних улоговин, але плато та гори зустрічаються часто. Одна з найбільших підводних улоговин – Північно-Американська. У її межах виявлено три плоскі рівнини.

Система серединно-океанічних хребтів - третьому за величиною океані Землі - відрізняється від подібних хребтів в Атлантичному океані тим, що вони складаються з окремих ланок (Аравійсько-Індійський, Західно-Індійський, Центрально-Індійський хребти; Австрало-Антарктичне підняття), б сходяться в одній точці. Усередині такого вузла знаходиться глибокий каньйон, який поступово розширюється та призводить до розпаду підводних гір на окремі частини. На дні Індійського океану є і . Дно в них опущене на глибину 5 – 6 км. У рельєфі Західно-Австралійської улоговини (-6429 м) добре виражені підводні гряди та пагорби. У найбільшій Центральній улоговині (-5290 м) на дні розташована похила поверхня акумулятивного шлейфу з виразними балками - слідами каламутних потоків. Але серед пологого шлейфу трапляються і гори заввишки 3 - 3,5 км. У північно-східній частині океану знаходиться Східно-Індійський підводний хребет довжиною близько 4800 км і відносною висотою близько 4000 м. На стрімких схилах цього хребта майже не зустрічається молодих опадів, а древній осад містить всередині магматичні тіла. Хребет утворився дома великого меридіонального розлому земної кори близько 75 млн. років тому (т. е. в пізньомелове час). Потужні виливи вулканічних лав неодноразово призводили до появи вершин хребта у вигляді островів, що височіли над поверхнею океану. Наслідуючи теорію «пліт», серединно-океанічні хребти в Індійському океані є межами Африканської, Індо-Австралійської та Антарктичної літосферних плит. Саме дно є результатом розповзання цих плит.

В арктичній області Північної півкулі розташовується порівняно невеликий за розмірами. Його площа становить близько 13,1 млн. км2, а середня глибина - 1780 м. Крім того, в його межах знаходяться численні окраїнні моря та величезні підводні рівнини материкових шельфів. Ширина деяких із шельфів досягає 1300 км. Це найбільші мілководні рівнини на нашій планеті. Характерно, що у Північному Льодовитому океані відсутні глибоководні жолоби. У точці глибина океану становить близько 4400 м-коду.

На Землі є особливі зони підвищеної сейсмічної активності, де постійно відбуваються землетруси. Чому так відбувається? Чому землетруси найчастіше відбуваються в гірській місцевості і дуже рідко в пустелях? Чому в Тихому океані землетруси відбуваються постійно, породжуючи цунамі різного ступеня небезпеки, а ось про землетруси в Північному Льодовитому океані ми майже нічого не чули. Вся справа у сейсмічних поясах землі.

Вступ

Сейсмічними поясами землі називають місця, де літосферні плити планети стикаються між собою. У тих зонах, де сейсмічні пояси Землі утворюються, спостерігається підвищена рухливість земної кори, вулканічна активність, зумовлена процесом гороутворення, що триває тисячоліттями.

Протяжність цих поясів неймовірно велика – пояси тягнуться на тисячі кілометрів.

На планеті існують два великі сейсмічні пояси: Середземноморсько-Трансазіатський і Тихоокеанський.

Мал. 1. Сейсмічні пояси Землі.

Середземноморсько-Трансазіатськийпояс бере свій початок біля берегів Перської затоки і закінчується у середині Атлантичного океану. Цей пояс ще називають широтним, оскільки він тягнеться паралельно екватору.

ТОП-1 статтяякі читають разом з цією

Тихоокеанський пояс– меридіональний, він тягнеться перпендикулярно до Середземноморсько-Трансазіатського поясу. Саме на лінії цього пояса розташована величезна кількість діючих вулканів, більшість вивержень яких відбувається під товщею води самого Тихого океану.

Якщо малювати сейсмічні пояси Землі на контурній карті – вийде цікавий та загадковий малюнок. Пояси ніби облямовують стародавні платформи Землі, а іноді й упроваджуються в них. Вони пов'язані з гігантськими розломами земної кори і давніми, і молодшими.

Середземноморсько-трансазійський сейсмічний пояс

Широтний сейсмічний пояс Землі проходить через Середземне море і всі гірські європейські масиви, що прилягають до нього, розташовані на півдні континенту. Він тягнеться через гори Малої Азії та Північної Африки, досягає гірських хребтів Кавказу та Ірану, пролягає через усю Середню Азію та Гіндукуш прямісінько до Коель-Луня та Гімалаїв.

У цьому поясі найбільш активними сейсмічними зонами вважаються гори Карпати, розташовані на території Румунії, весь Іран і Белуджистан. Від Белуджистану зона землетрусів тягнеться до Бірми.

Рис.2. Середземноморсько-Трансазійський сейсмічний пояс

У цьому поясі є активні сейсмічні зони, які розташовані не лише на суші, а й у водах двох океанів: Атлантичного та Індійського. Частково цей пояс захоплює і Північний Льодовитий океан. Сейсмічна зона всієї Атлантики проходить через Гренландське море та Іспанію.

Найбільш активна сейсмічна зона широтного поясу посідає дно Індійського океану, проходить через Аравійський півострів і тягнеться аж до півдня і південного заходу Антарктиди.

Тихоокеанський пояс

Але, як би не був небезпечний широтний сейсмічний пояс, все ж таки більша частина всіх землетрусів (близько 80%), які відбуваються на нашій планеті, припадає на Тихоокеанський пояс сейсмічної активності. Цей пояс проходить дном Тихого океану, по всіх гірських ланцюгах, що оперізують цей найбільший океан Землі, захоплює острови, розташовані в ньому, включаючи Індонезію.

Рис.3. Тихоокеанський сейсмічний пояс.

Найбільша частина цього поясу – Східна. Вона бере початок на Камчатці, тягнеться через Алеутські острови та західні прибережні зони Північної та Південної Америки прямо до Південно-Антильської петлі.

Східна гілка непередбачувана та маловивчена. Вона сповнена різких і звивистих поворотів.

Північна частина пояса найбільше сейсмічно активна, що постійно відчувають на собі жителі Каліфорнії, а також Центральної та Південної Америки.

Західна частина меридіонального поясу бере свій початок на Камчатці, тягнеться до Японії і далі.

Другорядні сейсмічні пояси

Не секрет, що під час землетрусів хвилі від коливань земної кори можуть досягати віддалених районів, які прийнято вважати безпечними щодо сейсмічної активності. У деяких місцях відлуння землетрусів не відчуваються зовсім, а в деяких досягають кількох балів за шкалою Ріхтера.

Рис.4. Мапа сейсмічної активності Землі.

Здебільшого ці зони, чутливі до коливань земної кори, перебувають під товщею води Світового океану. Другорядні сейсмічні пояси планети розташовані у водах Атлантики, Тихого океану, Індійського океану та в Арктиці. Більшість другорядних поясів припадає на східну частину планети, так, ці пояси тягнуться від Філіппін, поступово спускаючись до Антарктиди. Відлуння поштовхів ще можна відчути в Тихому океані, а ось в Атлантиці майже завжди сейсмічно спокійна зона.

Що ми дізналися?

Отже, Землі землетрусу не відбуваються у випадкових місцях. Сейсмічну активність земної кори можна передбачити, оскільки переважна більшість землетрусів відбувається у спеціальних зонах, які називаються сейсмічними поясами землі. Їх на нашій планеті всього два: Широтний Середземноморсько-Трансазійський сейсмічний пояс, який тягнеться паралельно Екватору і меридіональний Тихоокеанський сейсмічний пояс, розташований перпендикулярно до широтного.