Рельеф и геологические структуры 5 Глава

от г. Токио) площадью около 150 км² быстро поднялась на 200— 250 м, а другая опустилась на 150—200 м.

Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде отрицатель­ных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2,7 ^!км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при этом землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, а ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м. В резуль­тате землетрясения в Прибайкалье в 1862 г. значительный участок Кударинской степи (в северо-восточной части дельты Селенги) пло­щадью около 260 км² опустился, и на этом месте образовался за­лив Провал глубиной до 8 м.

Иногда при землетрясениях могут возникать специфические по­ложительные формы рельефа. Так, во время землетрясения на се­вере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовав­шимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на по­верхность песок и глину. В результате возникали небольшие насып­ные конусы высотой 1 —1,5 м, напоминающие миниатюрные грязе­вые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются деформации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии в 1891 г. на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при зем­летрясениях, имеют сравнительно небольшие размеры, они доволь­но быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.

Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных под­земных толчков на крутых склонах гор, берегах рек и морей воз­никают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлаж­ненных породах — оползни и оплывины. Так, во время Хаитского землетрясения в Таджикистане (1949) произошли крупные обвалы и. осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью погребенным под оплывиной, мощность которой достигала нескольких десятков метров. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину р. Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной пло­тины в верховьях долины р. Баксан на Кавказе. Часто при земле­трясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь нако­пившийся на них рыхлый материал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.

В результате Алма-Атинского землетрясения в 1911 г. на север­ном склоне Заилийского Алатау оползневые и оплывные тела за­няли площадь более 400 км²-

Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в до­линах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей. Устремляясь вниз по долинам, сели производят огромную разруши­тельную работу, а при выходе из гор формируют обширные по пло­щади конусы выноса.

Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разры­вам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появля­ются новые, исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине р. Карадарья образовались грязе­вые вулканы.

Определенную рельефообразующую роль играют и те землетря­сения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда на­зывают, — моретрясения. Под их воздействием происходит пере­мещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных отло­жений даже на пологих склонах морского дна.

Моретрясения в ряде случаев вызывают образование гигантских морских волн — цунами, которые, обрушиваясь на берег, не только причиняют огромные разрушения населенным пунктам и сооруже­ниям, созданным человеком, но и оказывают местами существенное влияние на морфологию морских побережий.

Подобно вулканам, землетрясения на поверхности земного шара распределены неравномерно: в одних районах они происходят часто и достигают большой силы, в других они редки и слабы. Высокой сейсмичностью характеризуются средиземноморский пояс складча­тых сооружений от Гибралтара до Малайского архипелага и пери­ферические части Тихого океана. Значительной сейсмичностью от­личаются срединно-океанические хребты, область великих озер Вос­точной Африки и некоторые другие территории.

Если сравнить карты географии вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены к тем же областям, в которых сосредоточена большая часть действующих и потухших вулканов. Разумеется, это не простое географическое совпадение, а результат единства проявлений внутренних сил Земли. Это един­ство выявляется еще более четко при сопоставлении карты распро­странения вулканов и землетрясений с картой новейших тектони­ческих движений. Сопоставление дает основание прийти к за­ключению, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.

ГЛАВА 8. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезо­рельефа образование которых обусловлено деятельностью эндоген­ных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа — планетарные —также обязаны своим происхождением внутренним

силам Земли, лежащим в основе образования различных типов зем­ной коры.

Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под матери­ками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры (рис. 19).

Кора материкового типа характеризуется большой мощностью — в среднем 35 км, местами — до 75 км. Она состоит из трех «слоев».

Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированно-сти. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гра­нитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отме­чается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.

Под гранитным слоем залегает базальтовый слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных ус­ловиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Ис­тинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выравненных участков материков — 25—30 км.

Кора океанического типа резко отличается от материковой. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощ­ностью от нескольких километров до нескольких сотен метров залегает промежуточный слой переменной мощности, нередко назы­ваемый просто «вторым слоем». Сейсмические волны распростра­няются в «ем с большими скоростями, чем в осадочном, но мень­шими, чем в гранитном слое. Предполагают, что промежуточный слой состоит из уплотненных осадочных пород, пронизанных вул­каническими образованиями. В последнее время этот слой полу­чил название «океанического фундамента». Под ним залегает ба­зальтовый слой мощностью 4—7 км. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры является малая мощность и отсутствие гранитного слоя.

Особое строение земная кора имеет в областях перехода от ма­териков к океанам — в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере за­падной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные гео­синклинальные области обычно состоят из трех основных элемен­тов — котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоко­водных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сло­жены корой, близкой по строению к материковой. Характерной осо­бенностью переходных областей являются также сложное взаимо­сочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсив­ный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под сре-динно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так на­зываемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность — зале­гание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3— 7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но мень­шими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение ве­щества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило до­полнительное подтверждение в результатах глубоководного буре­ния, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атланти-

ческом хребте.

Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответст­вуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20). Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади ма­терики могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части. материков получили название подводной окраины материков. В гео-

физическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины ма­териков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.

Океаническому типу земной коры соответствует ложе оке­ана.

Сложно построенная кора геосинклинального типа находит от­ражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.

Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе плане­тарной системе орединно-океанических хребтов.

Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеоб­разием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.

Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших пла­нетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при при­веденном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее безу-62

словно велика, так как условия рельефообразования на морском дне и на суше существенно различны.

Следует также отметить, что на материках, являющихся весь­ма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми плат­формами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразова-тельныхм движениям и еще не утратившие полностью черты, свойст­венные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся 'материковой земной корой.

В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мега­рельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа матери­ков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.

ГЛАВА 9. МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ

Площадь материков вместе с подводной окраиной, а также альпий­скими эпигеосинклинальными континентальными образованиями и участками с корой материкового типа в пределах переходных зон составляет примерно 230 млн. квадратных километров.

По структуре материки — сложные гетерогенные тела, сформи­ровавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных ста­дий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. По характеру тектонической активности и направленности геологического развития в пределах материков выделяются более устойчивые (более стабильные) площади, полу­чившие названия платформ, и площади, обладающие большей тек­тонической подвижностью (мобильностью), — геосинклинальные области. Неоднородность строения и развития платформ и геосин­клинальных областей определяет различие рельефа в их пределах и позволяет выделить в пределах материков два основных типа мор­фоструктур — платформенные и геосинклинальные. При более де­тальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и гео­синклинальные области оказываются далеко неоднородными по геологическому строению, развитию и возрасту. Эта неоднородность находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфо­структур разного порядка.

МЕГАРЕЛЬЕФ ПЛАТФОРМ СУШИ

Как известно из курса геологии, платформы—■ это основные эле­менты структуры материков, которые в отличие от геосинклиналей

характеризуются более спокойным тектоническим режимом, мень­шей интенсивностью проявлений магматизма и сейсмичности. Диф-ференцированность, скорости и амплитуды вертикальных колеба­тельных движений в пределах платформ также невелики. Поэтому-более 50% площади материковых платформ занято низменными равнинами, невысокими плато, плоскогорьями или шельфовыми морями типа Балтийского, Желтого и др.

Однако, как было сказано выше, материковые платформы не­одинаковы по возрасту. Значительные их части, главным образом по периферии, стали платформами геологически сравнительно не­давно — в мезозое. Раньше эти участки платформ были областями интенсивной деятельности эндогенных процессов, областями актив­ного горообразования. Свидетелями этого являются горные соору­жения, окаймляющие древние (докембрийские) материковые плат­формы: горы Северо-Востока СССР (Верхоянский хребет, хребет Черского и др.), обрамляющие с востока Сибирскую платформу, Скалистые горы, обрамляющие с запада Североамериканскую платформу, и др. На поверхности материковых платформ местами сохранились и так называемые остаточные горы более древних складчатых сооружений, сильно денудированные, но еще достаточ­но заметные в рельефе: Гвианское и Бразильское нагорья в преде­лах Южноамериканской платформы, ряд нагорий и горных масси­вов в пределах Африкано-Аравийской платформы и др. Наконец, известны и такие участки платформ, которые, несмотря на свою древность, в недавнем геологическом прошлом испытали коренную перестройку рельефа, стали тектонически активными и на их месте возникли горы. В ряде случаев такие районы характеризуются вы­сокой сейсмичностью и проявлением современного вулканизма. Это так называемые горы возрожденных подвижных поясов, о которых речь пойдет несколько позднее.

Наибольшую площадь среди материковых платформ занимают древние платформы, возникшие на месте докембрийских геосинкли­нальных областей. К числу таких платформ относятся: Южноаме­риканская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская, Североамериканская, Восточноевропейская, Сибирская, Североки­тайская, Южнокитайская. Из сопоставления тектонической и физи-ческой карт мира видно, что этим платформам в крупном плане соот-ветствуют относительно ровные пониженные или невысоко припод­нятые пространства материков, хотя характер рельефа этих прост­ранств и -не остается одинаковым от места к месту-

На платформах южного полушария в течение длительного вре­мени поднятия преобладали над погружениями, поэтому они харак­теризуются более высокими средними высотами, в их пределах ча­ще встречаются довольно высокие горные массивы. Значительную часть площади платформ занимают щиты, кристаллические породы хоторых и структуры кристаллического фундамента оказывают су­щественное влияние на рельеф, формирующийся под воздействием внешних (экзогенных) сил. Эти платформы характеризуются не­сколько повышенной сейсмичностью. В их пределах встречаются

трубки взрыва. По ряду признаков к платформам южного полуша­рия близки Сибирская и Индостанская платформы.

Важнейшими структурными элементами древних платформ, кро­ме отмеченных выше щитов, являются антеклизы и синеклизы, обычно выраженные в рельефе в виде обширных возвышенностей и впадин. Следует отметить, что антеклизы и синеклизы чаще всего связаны с подвижками блоков фундамента по разломам. Отраже­ние этих структур в рельефе оказывает существенное влияние на распределение поверхностного стока и формирование речных сис­тем. Последние тяготеют к синеклизам и другим более мелким от­рицательным структурам, а основные водоразделы располагаются в пределах антеклиз. Так, в пределах Восточноевропейской плат­формы системы Среднего Днепра, Верхней Волги, Печоры доволь­но четко укладываются в контуры соответственно Украинской, Мос­ковской и Печорской синеклиз.

Испытывая медленные, но устойчивые во времени восходящие движения, щиты и антеклизы создают предпосылки для формиро­вания на них преимущественно денудационных равнин. К сияекли-зам, особенно к тем из них, которые испытали длительное погруже­ние или продолжают погружаться и в настоящее время, приурочены аккумулятивные равнины. Горы платформ—-области преимущест­венной денудации.

Аккумулятивные равнины обычно сложены с поверхности мощ­ными толщами новейших, неоген-четвертичных слабо консолидиро­ванных отложений, хотя часто аккумулятивный процесс здесь имеет унаследованный характер. Например, аккумулятивная равнина Амазонки, приуроченная к одноименной синеклизе Южноамерикан­ской платформы, начала формироваться еще в протерозое. В осно­вании аккумулятивной равнины Прикаспийской низменности лежат пермские отложения палеозоя и т. д.

Денудация в пределах аккумулятивных равнин сильно ослабле­на или имеет локальное 'развитие. Продукты выветривания не успе­вают удаляться с места их образования и накапливаются на по­верхности. Часто к ним присоединяются рыхлые наносы (речные, ледниковые, эоловые), принесенные извне. В отличие от денудаци­онных равнин и особенно гор свойства коренных горных пород, сла­гающих цоколи аккумулятивных равнин, и условия их залегания не играют большой роли в формировании рельефа. Морфологический облик аккумулятивных равнин определяется поверхностными рых­лыми образованиями как возникшими на месте, так и принесенны­ми со стороны.

Встречаются аккумулятивные равнины, возникшие на месте тер­риторий, испытавших погружение небольшой амплитуды. В новей­шее (неоген-четвертичное) время они либо прекратили погружение, либо испытали небольшие поднятия. Такие равнины характеризу­ются маломощным чехлом молодых рыхлых покровных образова­ний, через которые достаточно отчетливо «просвечивают» структуры нижележащей части осадочного чехла или кристаллического осно­вания. Такие равнины занимают значительные площади Восточно-

3—911

европейской и Североамериканской платформ. Близкое залегание к поверхности коренных пород оказывает влияние на плановую кон­фигурацию эрозионной сети и на морфологический облик эрозион­ных форм равнин. Такие равнины в отличие от ранее рассмотренных имеют увалистый или волнистый рельеф, повторяющий в смягчен­ном виде неровности структур осадочного чехла или фундамента платформ. Мелкие черты пластики их определяются поверхностны­ми рыхлыми образованиями, чаще всего приносимыми со стороны. Так, значительные пространства холмистого рельефа Североамери­канской и Восточноевропейской равнин обусловлены осадками, ос­тавленными материковыми оледенениями. Холмистый рельеф равнин Северной Африки и Центральной Австралии сформировался за счет эоловой аккумуляции и т. д.

Иной облик рельефа имеют денудационные равнины, сформиро­вавшиеся на участках древних платформ, на которых явно преобла­дают положительные движения земной коры. Наиболее характер­ная черта денудационных равнин — зависимость их рельефа от геологической структуры денудируемых пород. Самыми яркими примерами их являются равнины, сформировавшиеся на щитах. Выход на поверхность в пределах щитов кристаллического фунда­мента платформ сам по себе указывает на то, что здесь в течение очень длительного времени непрерывно господствует денудация. Соизмеримость темпа поднятия с темпами денудационного среза и длительность процесса приводят в крупном плане к почти идеаль­ному выравниванию, срезанию древних структур. Лишь мелкие детали коренной структуры находят отражение в рельефе таких равнин. Примерами их могут служить равнины, сформировавшиеся на Балтийском, Канадском и других щитах докембрийских плат­форм.

На участках платформ, характеризующихся горизонтальным или пологонаклонным залеганием пород различной стойкости, денуда­ция ведет к образованию столовых или ступенчатых равнин и плато. Такие плато широко развиты в пределах Африканской платформы. Расчленение окраин столовых плато нередко ведет к образованию останцов с крутыми склонами и горизонтальной вершинной поверх­ностью. Останцовые возвышенности обычно называют столовыми горами (см. рис. 4).

При заметном моноклинальном залегании пород вырабатыва­ются запрокинутые асимметричные ступени, приближающиеся по облику к куэстам предгорий. Таков, например, рельеф Приленско-го плато в пределах Сибирской платформы.

Теоретически идеальной денудационной равниной является пе­неплен (от peneplain — почти равнина). Однако даже наиболее близкие к этому понятию денудационные равнины щитов заметно отличаются от теоретического пенеплена большим разнообразием колебаний относительных высот и характером сочленения сопря­женных форм рельефа. Это объясняется изменчивостью (циклич­ностью) геологического развития земной поверхности, различием физико-географической обстановки, а в некоторых случаях и осо-

 

бенностью условий формирования рельефа. Так, приподнятость и пасчлененность рельефа Балтийского и Канадского щитов обуслов­лены не только сложностью их геологической структуры, но и не­равномерностью изостатических поднятий, связанных с таянием плейстоценового ледникового покрова. Поднятие вызвало омоложе­ние или оживление древних разломов, обусловив врезание и суще­ственную перестройку речной сети и тем самым значительное от­клонение облика рельефа от рельефа идеального (теоретического)

пенеплена.

Длительность континентального периода развития отдельных частей материковых платформ неодинакова, поэтому и денудацион­ные процессы на разных участках срезали различную толщу зале­гающих с поверхности пород. В результате на древних платформах часто встречаются сложные соотношения современной топографиче­ской поверхности с геологической структурой, несовпадение рисунка гидросети со структурным планом прорезаемых пород (эпигенети­ческие долины и др.) и т. д-

Длительное континентальное развитие поверхности платформ может привести к образованию полигенных выровненных поверх­ностей, в пределах которых чередуются участки с денудационным и аккумулятивным рельефом.

Среди денудационных равнин платформ суши следует упомянуть так называемые краевые денудационные равнины, обрамляющие платформы либо вдоль морского края, либо вдоль подножья гор. Краевые равнины бывают выработаны в складчатой структуре, од­нако их образование в принципе возможно и при горизонтальной и при моноклинальной структурах. Приморские краевые равнины, как правило, абразионного происхождения. Поверхность их срезает ко­ренные структуры по некоторой наклонной плоскости, уклон которой слегка нарастает в сторону моря. Примером краевой абразионной равнины может служить Зауральское плато, выработанное в склад­чатых структурах восточного склона Урала морскими бассейнами палеогенового возраста.

Краевые равнины на складчатом основании могут образоваться у подножья гор при параллельном отступании их склонов под дей­ствием денудации. Такие равнины получили название педиментов (pedimenturrn—подножие). Типичный пример педимента — предгор­ная равнина, примыкающая к юго-восточному склону Аппалачей, — Пьедмонт, представляющая собой выровненную слабонаклонную (3—5°) поверхность с маломощным чехлом рыхлых отложений.

Облик мезо- и микрорельефа равнин обоих типов определяется характером срезанных структур, составом пород, их слагающих, длительностью воздействия денудационных процессов, а также фи­зико-географическими условиями регионов их образования.

Поднятые денудационные равнины нередко называют нагорьями или плоскогорьями. Таковы, например, Гвианское нагорье, Средне­сибирское плоскогорье и др.

Следовательно, в пределах древних платформ четко выделяются по происхождению и характеру рельефа равнины аккумулятивные

3* 67

и денудационные. Общий облик рельефа первых во многом зависит от мощности рыхлых покровных образований и мощности осадоч­ного чехла в целом. На облик рельефа вторых существенное влия­ние оказывают структуры, на которых сформировались денудаци­онные равнины. Мезо- и микроформы рельефа равнин во многом^ зависят от характера воздействующих экзогенных факторов, «на­бор» и относительная значимость которых определяются широтной зональностью. Поэтому именно на раввинах платформ, располага­ющихся иногда в нескольких климатических зонах, наиболее четко прослеживается зональность рельефа экзогенного происхождения и современных геолого-геоморфологических процессов. Так, северная часть Восточноевропейской равнины характеризуется широким раз­витием ледникового рельефа, созданного покровным оледенением. На крайнем севере этой равнины в условиях полярного климата развиты формы.рельефа, связанные с наличием вечной мерзлоты Гум'идный климат центральной части равнины обусловил развитие эрозионного рельефа, а аридный климат юго-востока — эолового, Зональность прослеживается в рельефе как аккумулятивных, так и денудационных равнин.

Как уже упоминалось выше, в пределах древних платформ на­ряду с равнинами встречаются и горы, развитые преимущественно на щитах, т. е. на докембрийских кристаллических массивах. Ха­рактерной чертой таких гор является отсутствие четко выраженной ориентировки (линейности), неправильная форма в плане. Очень большая роль в морфологии, да и в самом возникновении гор при­надлежит разрывной тектонике, которая в целом ряде случаев со­вершенно не согласуется с древней структурой щитов. Мезорельеф гор щитов зависит от литологического состава и структуры кри­сталлического фундамента, а также от характера воздействующих внешних сил, предопределенных конкретной физико-географической обстановкой. В связи с тем, что горы щитов редко превышают 2000 м, широтная климатическая зональность рельефа в них просле­живается четче, чем высотная поясность. Из-за отсутствия четкой ориентировки горы щитов часто именуются нагорьями.. Таковы Гви­анское и Бразильское нагорья в Южной Америке, нагорья Ахаггар и Тибести в Африке и др.

В некоторых случаях горы на щитах могут представлять собой отпрепарированные крупные магматические тела, например Хибин­ские горы на Балтийском щите. Наконец, возможно образование гор щитов и платформ в результате интенсивного врезания рек при сводовых поднятиях щитов и антеклиз. Примером таких гор могут служить горы Виндхья в Индии. Они образовались в результате эрозионного расчленения края щита и их рельеф оказался практи­чески не связанным с древней структурой Индостана.

В соответствии со сказанным горы древних платформ могут быть подразделены на две категории: а) тектонические горы с невыра­женной древней структурой и б) эрозионные горы, обособленные глубоким врезанием рек и мало связанные со структурой фунда­мента.

Много оощего с рельефом древних (докембрийских) платформ имеет рельеф и так называемых молодых платформ, возникших в послепротерозойское время на месте каледонских, герцинских и мезозойских складчатых областей. Подобно первым, в их пределах существенная роль принадлежит равнинам, невысоким плато и плоскогорьям. Среди равнин выделяются и аккумулятивные и де­нудационные. Примером аккумулятивных равнин могут служить значительные части Западно-Сибирской, Туранской и Колымской низменностей, сформировавшихся на месте палеозойской и мезозой­ской платформ. Типичной денудационной столовой равниной на гер-цинской платформе является плато Устюрт, а денудационной равни­ной на моноклинально залегающих породах— территория так называемого Парижского бассейна. Рельеф Казахского мелкосо-почника, сформировшийся на складчатом палеозойском основании, в крупном плане сходен с рельефом щитов древних платформ. При­веденные выше краевые денудационные равнины (Зауральское пла­то, Пьедмонт) сформированы на срезанных палеозойских (герцин­ских) складчатых структурах.

⇐ Предыдущая12345678910Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: