<<
>>

16.2.1. Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры. Типы орогенов. 

  С позиций концепции тектоники литосферных плит (В. Е. Хайн, М. Г. Ломизе) в этой категории орогенов выделяются коллизионные и субдукционные орогены. Первые являются результатом деформации земной коры, вызванной сближением и столкновением (коллизией) континентальных плит — Евразиатской с Африканской, Аравийской и Ин- достанской.
Второй тип орогенов образуется в процессе субдукции (пододвигания) океанских плит под континенты или под островные дуги, например, плит Наска и Антарктической под Южную Америку или Тихоокеанской под Курило-Камчатскую дугу. По положению на континентах выделяются орогены мелсконтинентальные (например, Альпийско-Гималайский горный пояс), внутриконтиненталъные (например, Уральский и Центрально-Азиатский горные пояса), окраинно-континентальные (например, Андийский горный пояс и остро- водужные). Последние будут рассмотрены отдельно в главе 17.

По предыстории развития среди орогенов выделяются первичные и вторичные (дейтероорогенные, от гр. deuteros — второй), или эпиплатформенные, т. е. послеплатформенные. Они различаются по строению геологического субстрата, на котором сформированы горные сооружения. В первом случае горообразование непосредственно следует за покровно-складчатыми деформациями и другими процессами, связанными с закрытием океанских и морских осадочных бассейнов и смятием выполняющих их осадочных и вулканогенно-осадочных отложений в процессе коллизии или субдукции литосферных плит (Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.). Во втором случае горообразование охватывает области с ранее сформированной континентальной корой на древнем покровно-складчатом или кристаллическом основании, испытавшем эрозионно-денудационное разрушение и выравнивание. Эти области к началу горообразования представляли собой равнины платформенного типа, с широким развитием денудационных поверхностей выравнивания — пенепленов (Урал, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Скандинавские, Гатские горы и др.).

Длина некоторых горных поясов превышает 8000 км, а ширина — 1000 км.

Мощность коры в орогенах, формирующихся в условиях сжатия, достигает 70 км, а литосферы — 100-250 км. Для многих из них характерны высокая сейсмичность и новейший, в том числе современный, вулканизм.

Несмотря на различное положение горных поясов сжатия в пределах континентов, а также различную историю геологического развития, они имеют общие особенности рельефа, отражающие их структуру Обычно они состоят из отдельных горных стран. Так, в Альпийско-Гималайский пояс, простирающийся от Гибралтара до юго-восточной Азии, входят такие горные страны, как Пиренеи, Альпы, Карпаты, Крым, Кавказ, Копетдаг, Памир, Гиндукуш, Гималаи. Горные страны состоят из ряда продольных, в общем параллельных друг другу горных систем, каждая из которых включает несколько цепей горных хребтов, разделенных впадинами. Например, системы Большого и Малого Кавказа разделены Рионско-Куринской системой межгорных впадин.

Основными формами рельефа орогенов сжатия являются хребты и впадины (рис. 16.4, 16.5).

Общий размах вертикальной составляющей тектонических движений достигает 12-13 км, а в Гималаях до 18 км. Амплитуда же рельефа (относительное превышение хребтов над поверхностью сопряженных впадин) значительно меньше и составляет от 0,5-2 до 4-5 км.

Хребты в структурном отношении представляют собой положительные изгибы древнего основания или крупные складки чехла — мегантиклинали, обычно осложненные разрывными нарушениями взбросо-надвигового и сдвигового типов (рис. 16.6), которые расчленены эрозионно-денудационными процессами.

Положительная деформация подчеркивается положением древней поверхности выравнивания (пенеплена, см. гл. 13), а также более молодых цикловых ступеней с эрозионно-денудационными поверхностями. Особенно отчетливо это проявляется в эпиплатформенных горных странах (Тянь-Шань, Алтай, Саяны и др.), где предорогенная поверхность выравнивания в виде фрагментов сохраняется на скло-

Рис.

16.5. Космический снимок западной части Северного и Центрального Тянь-Шаня

Рис. 16.6. Схемы строения отдельных хребтов (по В. И. Макарову):

А — мегантиклиналь, осложненная разрывами; Б — мегантиклиналь;

1 — палеозойский фундамент; 2 —кайнозойский осадочный чехол;

3 — фрагменты мезозойской поверхности выравнивания (пенеплена); 4 — разрывы

нах и в водораздельных частях и хорошо восстанавливается в целом путем интерполяции этих фрагментов (рис. 16.7).

Для хребтов окраинно-континентального пояса Анд характерны вулканы, расположенные над зоной субдукции, многие из которых являются действующими (Уила, Пурасе идр.). Хребты образуют протяженные цепи, в которых отдельные хребты сочленяются друг с другом соосно (как вагоны в поезде) (см. рис. 16.4) или кулисно

Рис. 16.7. Продольный геолого-геоморфологический профиль через одну из горных систем поднятий Центрального Тянь-Шаня:

1 — разрывные нарушения (а — установленные, б — предполагаемые);

2 — фрагменты мезозойской поверхности выравнивания (пенеплена) и ее предполагаемое прежнее положение

(один хребет несколько сдвинут и заходит за другой в едином ряду). Последнее проявляет обычно наличие сдвиговой компоненты поля сжатия.

Абсолютные высоты хребтов в целом уменьшаются в направлении от центров сжатия — зон коллизии или субдукции. Так, например, высота горных сооружений Гималаев, Гиндукуша и Каракорума (8600-8000 м), Памира (7500 м), Тянь-Шаня (6000-3000 м) последовательно уменьшается с юга на север, от зоны коллизии Ин- достанской и Евразиатской литосферных плит, подчеркивая связь формирования этих горных стран с коллизионными процессами.

Хребты на протяжении новейшей истории являются областями денудации, источниками обломочного материала, который различными путями — водным, ледниковым, эоловым — выносится за их пределы в прилежащие и более удаленные впадины. В самих же хребтах аккумуляция происходит лишь на небольших участках и является неустойчивой. Развитие процессов денудации и аккумуляции и образованных ими форм рельефа и отложений в пределах хребтов подчиняется климатической зональности и структурной обстановке. Так, в вершинном поясе высоких гор в ледниковой зоне нивального климата развиты ледники и снежники (см. гл. 12), кары, цирки, троги, заполненные современными моренами. В целом это рельеф альпийского типа, глубоко расчлененный, с островершинными водоразделами, хотя нередко сохраняются и плоские водоразделы, являющиеся останцами исходного пенеплена. Ниже в условиях горной тундры или субнивальной зоны на склонах развиты солифлюкционные формы рельефа (покровы, потоки и др.) в сочетании с гравитационными (обвально-осыпными) на крутых склонах и делювиальными на пологих. На водоразделах и в речных долинах развит древнеледниковый рельеф морен покровных и долинных оледенений, древние, часто полуразрушенные цирки и троги. Еще ниже во внеледниковых зонах умеренного или других поясов в лесных и степных зонах преобладают эрозионные формы рельефа — долины постоянных и временных потоков (в зависимости от климатических условий) с широким развитием склоновых форм. Низкие хребты (кряжи) и нижние части склонов и предгорья многих высоких хребтов, находящиеся в аридных или семиаридных климатических условиях, характеризуются преобладанием форм рельефа, созданных временными водотоками, расчленяющими

рельеф до степени бедленда. В ландшафтном отношении это каменистые пустыни.

Многие хребты асимметричны (рис. 16.8), характеризуются различной крутизной и длиной своих склонов.

Асимметрия по крутизне склонов отражает вергентность (от лат. vergere — наклонять), т. е. наклон мегаскладок, в направлении надвигов и покровных перемещений (см. рис. 16.8 Б, Г, Д).

Асимметричными хребты могут быть еще из-за того, что их противоположные склоны сочленяются с впадинами, лежащими на разных гипсометрических уровнях (см. рис. 16.8 В, Г, Д).

Некоторые хребты надвигаются на прилежащие впадины в процессе латерального сжатия земной коры. Об этом свидетельствуют такие признаки: развитие у подножия крутых склонов хребтов обвально-оползневых масс, являющихся неоген-четвертичными олистостромами (см. рис. 8.7), а также миграция продольных речных долин во впадинах в сторону от поднимающихся и надвигающихся хребтов. В окраинноконтинентальных орогенах, например Андах, крутые склоны обращены к океану. Такими же, по существу, являются Крымские горы. Асимметрия хребтов в сочетании с климатическими условиями обусловливает неравномерное, часто аномальное развитие некоторых рельефообразующих процессов и соответствующих форм рельефа на разных склонах хребтов. Примером может служить аномальное развитие ледниковых форм — цирков, трогов, морен — на южных склонах хребтов по сравнению с северными (см. рис. 5.18).

Возраст хребтов различен. В общем случае, чем выше хребет, тем он древнее, поскольку высота, как вертикальная составляющая

деформации земной коры, является функцией длительности деформации. Наиболее ранний возраст соответствует началу новейшего этапа — позднему олигоцену, хотя отдельные массивы могли быть поднятыми и в более раннее время.

Рост хребтов носит неравномерный характер. В соответствии с неравномерностью неотектонических движений периоды активных поднятий сменялись ослаблением движений, что вызывало активизацию или ослабление эрозионно-денудационного расчленения горных массивов. Свидетельством этого является характерная ступенчатость склонов хребтов, наличие разновысотных и разновозрастных ступеней или, иначе, этажей денудационно-эрозионного рельефа. Каждый из них состоит из склона, соответствующего стадии расчленения горного массива (врезания водотоков), которое связывается с периодом активного поднятия, и прилежащей к нему поверхности выравнивания, или педимента (см. гл. 13), формирование которой связывается с периодом ослабления поднятий. Нижние этажи рельефа представлены четвертичными речными террасами. Количество ступеней, или этажей, рельефа соответствует количеству циклов поднятия и расчленения хребтов. Возраст этажей рельефа определяется по возрасту соответствующих им молассовых комплексов, выполняющих сопряженные с хребтами впадины.

Впадины и их типы. Впадины — это тектонические прогибы, области относительных или абсолютных опусканий. В них аккумулируется обломочный материал (моласса), сносимый с соседних хребтов. В структурном отношении впадины представляют собой крупные отрицательные складки основания — мегасинклинали или грабен-синклинали разных размеров, морфологии и времени обособления в рельефе. Они, как и хребты, обычно асимметричны в поперечном сечении и в своем строении, и нередко их границы с хребтами осложнены разломами взбросо-надвигового или взбросо-сдвигового типа (рис. 16.9).

В большинстве своем такие прогибы компенсированы осад- конакоплением. И лишь некоторые, как упоминавшаяся выше Турфанская впадина в Китае, расположенная у подножия Восточного Тянь-Шаня, не компенсированы из-за дефицита обломочного материала. Вследствие этого поверхность таких впадин находится ниже нулевой отметки.

По положению в пределах горных сооружений впадины подразделяются на предгорные, межгорные и внутригорные (см. рис. 16.9)

Они различаются по размерам (ширине, длине), высотному положению и, следовательно, по климатическим условиям, степени расчлененности рельефа и другим особенностям. Ко многим впадинам приурочены вытянутые вдоль них (продольные) речные долины, реже озера (например, Иссык-Куль в Центральном Тянь-Шане, Севан на Малом Кавказе и др.) (см. рис. 16.5).

Предгорные впадины расположены в зонах сопряжения горных сооружений со смежными платформами. Они характеризуются весьма большими размерами. К ним относятся, например, Чуйская и Кучарская впадины соответственно на севере и юге Тяныианского орогена, Азово-Кубанская и Терско-Кумская впадины в Северном Предкавказье и другие впадины на фронте горных сооружений. Их сопряжение с платформенными равнинами обычно плавное, так что слабо наклонные равнины предгорных впадин постепенно переходят в почти горизонтальные платформенные равнины (см. рис. 16.9). Мощность молассовых отложений в таких впадинах изменяется в широких пределах, достигая 5-8 км и более (Предгималайский прогиб).

Межгорные впадины расположены внутри горных сооружений, разделяя системы хребтов. В структурном отношении это обширные (до 100-150 км в ширину) тектонические прогибы синклинального типа, осложненные внутренними поднятиями (рис. 16.10,16.11).

1 — четвертичные аллювиальные, пролювиальные равнины, сложенные галечниками, лесками, суглинками; 2 — комплекс палеоген-неогеновых отложений (моласса) (конгломераты, галечники, песчаники); 3 — эрозионный рельеф хребтов, сложенных палеозойскими породами; 4 — разрывы

Рис. 16.11. Внутридепрессионное поднятие в одной из впадин Северного Тянь-Шаня (аэрофото)

В районах проявления наибольшего сжатия (в горных узлах) ширина впадин резко сокращается. По морфологии среди межгорных впадин выделяются: асимметричные, поверхности которых наклонены в одну сторону, и симметричные, поверхности которых наклонены к центральным частям впадин; высокоподнятые (Алайская впадина на Памире поднята до 3,5-4 км) и низкие, расположенные почти на уровне моря (Рионская на Кавказе), замкнутые, или окруженные со всех сторон хребтами (Иссык-Кульская), полузамкнутые (Ферганская, Таджикская на Тянь-Шане) и открытые или раскрывающиеся в сторону равнин или моря (Куринская и Рионская на Кавказе идр.). Мощность молассового комплекса отложений, выполняющего межгорные впадины, от 3-5 до 8 км и больше.

Внутригорные впадины распространены в системах хребтов, разделяя их на отдельные цепи (см. рис. 16.9). Это участки относительного прогибания, которые развиваются на фоне общего поднятия и днища которых находятся на высотах более 2-3 км (например, многие впадины Тянь-Шаня, Большого Кавказа и других горных систем). По структуре эти впадины являются синклинальными и грабен-синклинальными прогибами, а некоторые представляют собой грабены рампового типа (ограниченные надвигами), иногда значительно сомкнутые. Некоторые впадины являются присдвиговыми бассейнами, или пуллапартами (от англ, pull-apart — разрывать, растаскивать). Внутригорные впадины представляют относительно узкие (до 20-30 км) четковидные (чередующиеся расширенные и суженные участки) долины или понижения, прорезанные реками или занятые озерами, а в высокогорьях — современными ледниковыми потоками (например, долины Иныльчек, Сарыджаз и другие на востоке Центрального Тянь-Шаня). Внутригорные впадины, занимая повышенное положение относительно межгорных и предгорных, являются зонами преимущественного транзита обломочного материала, сносимого с разрушаемых хребтов и выносимого в межгорные и предгорные впадины (основные базисы эрозии). И поэтому комплекс молассовых отложений, выполняющих внутригорные впадины, отличается неполнотой разреза, более грубым их составом и небольшими (первые сотни метров) мощностями.

Рельеф впадин. Основными формами рельефа всех впадин в пределах горных сооружений являются равнины аллювиальные, пролювиальные, озерные, а в высоко расположенных «холодных» межгорных и внутригорных впадинах — ледниковые и водно-ледниковые. В некоторых впадинах, открывающихся на побережья морей (Куринская, Азово-Кубанская и др.), развиты морские равнины. От климатических условий зависит развитие в пределах равнин зональных форм рельефа: термокарстовых воронок, болот, соли- флюкционных и других форм, характерных для тундровых зон, или такыров и солончаков на глинистых или щебнисто-галечниковых пустынных равнинах.

Равнины имеют четвертичный возраст. Как правило, более молодые равнины позднеплейстоцен-голоценового возраста развиты в центральных частях впадин, а более древние — в периферических. Реки последовательно врезаются с образованием «лестницы» террас, а молодые пролювиальные равнины вложены в более древние. Все это отражает процесс постепенного вовлечения периферических частей впадин в поднятия, из-за чего впадины как области аккумуляции сокращаются. В результате образуются предгорья — низкие и высокие возвышенности. Поверхность низких предгорий обычно уплощенная, с сохранившимся чехлом аккумулятивных отложений, чаще всего аллювиально-пролювиальных, перекрытых лессами. В Средней Азии такие плосковершинные возвышенности называют

ся «адырами» (см. рис. 16.10). В высоких предгорьях аккумулятивный покров бывших равнин уже не сохраняется из-за интенсивного глубокого расчленения, иногда достигающего степени бедленда.

Таким образом, впадины как области аккумуляции сокращаются. Кроме того, сокращению впадин способствует также рост в их пределах внутридепрессионных локальных поднятий. Эти поднятия расчленяют впадины на ряд локальных, в которых еще идет современная аккумуляция отложений (см. рис. 16.11). 

<< | >>
Источник: Макарова Н. В., Суханова Т. В.. Геоморфология : учебное пособие. 2009

Еще по теме 16.2.1. Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры. Типы орогенов. :

  1. С. М. Стерденко ПРОБЛЕМЫ НРАВСТВЕННОГО И ДУХОВНОГО ВОСПИТАНИЯ ПОДРОСТКОВ в СОВРЕМЕННЫХ УСЛОВИЯХ
  2. С.А. Федосеева Центр арктической археологии и палеоэкологии человека АНРС(Я), г. Якутск, Россия БИОКУЛЬТУРНАЯ АдАПТАЦИЯ ЧЕЛОВЕКА к экстремально холодным УСЛОВИЯМ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
  3. УСЛОВИЯ РАЗВИТИЯ ХОЗЯЙСТВА
  4. Природные условия
  5. золоторудных полей и месторождений
  6. ГЛАВА 1 ПОНЯТИЕ О РЕЛЬЕФЕ
  7. ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ ВЕЩЕСТВЕННО-СТРУКТУРНЫХ ОСОБЕННОСТЕЙ СУБСТРАТА
  8. ФАКТОРЫ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ КАРСТОВЫХ ФОРМ РЕЛЬЕФА
  9. ЦИКЛИЧНОСТЬ В РАЗВИТИИ РЕЛЬЕФА
  10. ГЛАВА 14 ВОЗРАСТ РЕЛЬЕФА И МЕТОДЫ ЕГО ОПРЕДЕЛЕНИЯ
  11. ГЛАВА 15 ПОГРЕБЕННЫЙ РЕЛЬЕФ
  12. РЕЛЬЕФ ПЛАТФОРМЕННЫХ РАВНИН
  13. 16.2.1. Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры. Типы орогенов.