Денудационные цокольные пластовые и аккумулятивные равнины

Обновлено: 14.05.2024

Структурный рисунок континентальных окраин до оледенения Земли

Структурный рельеф континентальных окраин обусловлен главным образом эндогенными процессами.

Естественно, что он несет на себе следы и экзогенной обработки. Структурный рельеф, осложняющий планетарные морфоструктуры, достаточно многообразен и сложен, что может свидетельствовать о формировании их облика различными силами. Рассмотрим более детально особенности строения и природы крупных морфологических структур шельфа, материкового склона и подножия в областях океанов, подвергавшихся воздействию или находившихся под влиянием древнего оледенения.

Вначале охарактеризуем континентальные шельфы. В большинстве случаев к древним глыбовым горам побережий Евразии, Америки и Антарктиды примыкают узкие цокольные (денудационные) равнины, сформированные на поверхности докембрийских щитов и палеозойских складчатых структур. Затопленные цоколи со стороны суши ограничены 200—1000-метровыми береговыми откосами и уступами, с внешней стороны — 100—150-метровыми уступами краевых желобов. Глубины моря над прибрежными равнинами достигают 100—300 м. Структурно-геоморфологические особенности цокольных равнин предопределяются главным образом новейшей разрывной тектоникой. Ее деятельность отражена в низких (100—400 м) глыбовых возвышенностях и скальных грядах, широких блоковых массивах, сочетающихся с системой грабенообразных долин. Для прибрежной полосы внутреннего шельфа характерны скалы с относительной высотой 15—50 м.

На внешнем шельфе в отличие от прибрежных цокольных равнин распространены обширные пластовые и аккумулятивные равнины. Чередуясь между собой, равнины обрамляют полосой в 40—400 км щиты и складчатые сооружения. Аккумулятивные равнины, занимающие самые большие пространства шельфа, сформировались вдоль глубоких (5—10 км), длительно развивающихся тектонических впадин. Простираются такие равнины на многие сотни километров. Среди аккумулятивных равнин на глядиальных шельфах наиболее типичны суббатиальные равнины с глубинами 300—700 м. Классическими примерами их в Северной Атлантике и морях Северного Ледовитого океана могут быть желоба Центральный, Медвежинский, Хельгеланский, Кангердлугссуак, Диско, Гудзон, Авалонский, Кабота. Эти равнины расположены поперек простирания шельфа и находятся на наиболее низком гипсометрическом уровне. Более высокое гипсометрическое положение (глубина дна до 100—150 м) на шельфе занимают неритические аккумулятивные равнины (Карская, Печороморская, Нидерландская, Шотландская, Аквитанская, Магдалена, Атлантическая береговая), являющиеся подводным продолжением низменностей суши. Несколько обособленно по отношению к морфотектоническому плану побережья находится мелководная равнина на месте погребенных рифтогенных впадин Большой Нью-фаундлендской банки.

Пластовые равнины следует считать самыми характерными формами рельефа среди крупных морфоструктур внешнего шельфа. Повсеместно они примыкают к подводным цокольным равнинам. В строении пластовых равнин отменен ряд определяющих их облик особенностей. Все равнины длительное время развивались на. месте глубоких (5—8 км) кулисообразных грабенов и других тектонических впадин, например Уэл, Жанна Д’Арк на Большой Ньюфаундлендской банке, Викинг, Хельгеланской у берегов Норвегии. Сложены пластовые равнины горизонтально залегающими или моноклинально падающими слоями литифицированных осадочных пород мезокайнозойского возраста. Слабый наклон осадочных пластов в направлении океана способствовал развитию моноклинальных возвышенностей и структурных плато, обычно отражающих особенности строения только верхнего структурного этажа.

Моноклинальные возвышенности — наиболее характерные образования в пределах пластовых равнин. К ним следует отнести банки внешнего шельфа (Джорджес-Банк, Сейбл, Саглик, Лилли-Хеллефиске, Гамильтон, Грейт-Фишер, Берген, Викинг, Копытова, Нордкинская, Мурманская, Исфьорд, Хорнсун и др.), у которых падение слоев осадочных пород и наклон топографической поверхности имеют одно общее морское направление. Глубины над этими крупными (100—200 км) банками постепенно увеличиваются от 30—100 до 150—230 м и более. Все возвышенности со стороны берега ограничены ступенями и крутыми уступами куэстового типа.

Структурные, или ступенчатые, плато, чередующиеся с отдельными куэстовыми грядами, приурочены к узким (20—80 км), относительно приподнятым участкам пластовых равнин. Плато расчленяются густой сетью консеквентных долин и сложены субгоризонтально залегающими пластами мезо-кайнозойских осадочных пород. Среди них имеются твердые, видимо верхнемезозойские, слон, бронирующие плато. Глубины над их столовыми вершинами увеличиваются в направлении моря от 20—70 до 100—200 м. Обрывистые склоны плато достигают высоты 150—500 м и нередко тектонически предопределены. Цепь мелководных структурных плато (Моллера, Гусиное, Северо-Канинское, Южно-Канинское), находящихся на юго-востоке Баренцева моря, ограничиваются глубинными разломами северо-восточного простирания.

Среди обширных гетерогенных Баренцевоморской, Североморской, Средненорвежской, Большой Ньюфаундлендской платформенных равнин довольно характерны структурно-денудационные возвышенности с глубинами над ними от 50 до 350 м. Это крупные (до 200—400 км) пологосклонные (20—40) поднятия (Медвежинско-Надеждинская, Демидовская, Центральная, Персея, Хальтен-банкен, Доггер-банка, Северная Ньюфаундлендская, Белл-Айл, Юго-Восточное мелководье), возвышающиеся на 100—400 м относительно окружающих пространств шельфа. Почти все возвышенности в той или иной степени отражают крупные выступы платформенного фундамента типа горстов или антиклиз, скрытых под осадочным чехлом менее чем на 0,5—2,0 км. Не исключено, что отдельные мелководные (30—100 м) скальные вершины банок являются выходами кристаллических и метаморфических пород. Например, на Большой Ньюфаундлендской банке скалы Верджи с глубинами 20—50 м представляют собой обнажения докембрийского фундамента, а скалы Истерн-Шол — останцы юрских и меловых пород.

Близость к поверхности дна платформенного фундамента обусловила глыбово-блоковый характер морфотектоники структурно-денудационных возвышенностей. Так, Центральная возвышенность Баренцева моря состоит из крупных блоков, ограниченных разломами северо-восточного простирания на поверхности приподнятого (глубины 80—120 м) западного блока фундамент приближается к уровню дна, а в уступах обнажаются палеозойские и нижнемезозойские осадочные породы. Региональные разломы северо-западного направления обусловливают блоковую морфоструктуру Медвежинско-Надеждинской возвышенности. Цепь возвышенностей вдоль центральной части баренцевоморского шельфа разделяется типично грабенообразными субширотными желобами с глубинами 300—400 м. На юго-востоке Большой Ньюфаундлендской равнины с блоковой тектоникой связана полоса мелководных (25—50 м) банок Касон, Юго-Восточное мелководье, Тэйл.

Для морфотектоники баренцевоморского шельфа большое значение имеют диагональные разломы-линеаменты, ограничивающие обширные геоморфологические провинции. Крупнейшая зона, вероятно, верхнемеловых и палеогеновых сбросов характерна для юго-западной части дна Баренцева моря. Сбросы простираются на несколько сот 10 до 20 км. На внешнем шельфе акустический (базальтовый) фундамент плавно погружается под тонкий (200—800 м и более) покров вулканогенно-осадочных и осадочных пород, залегающих субгоризонтально или моноклинально. В указанных геологических условиях получили развитие довольно глубокое консеквентное расчленение и резко выраженная ступенчатость базальтовых равнин, вероятно обусловленные чередованием более прочных покровов лав и легко разрушающихся эрозией туфов. Почти на всем протяжении внешнего шельфа развиты типично структурные плато (40X60 км) и моноклинальные возвышенности (60X120 км), достигающие относительной высоты 100—300 м. Описанный структурно-эрозионный рельеф дна создавался, видимо, в обстановке новейших (плиоцен) сводово-глыбовых поднятий островных окраин Исландии и Фарер.

Следует особо подчеркнуть, что такие крупные морфоструктурные элементы, как плато и возвышенности, не встречаются во внеледниковых областях шельфов океана. Мы видим, что такие формы структурно-денудационного рельефа являются специфической особенностью гляциальных шельфов. В совокупности они образуют куэстовый тип рельефа дна. Внутришельфовые куэсты, высота которых изменяется от десятков до нескольких сот метров, почти сплошной полосой протянулись вдоль геологического контакта щит-плита.

Переходя к анализу структуры материковых склонов и подножий, отметим, что они сильно отличаются друг от друга в зависимости от геологического происхождения. Для материкового склона в целом характерны четыре основных типа морфоструктур: моноклинально-пластовые, структурные, аккумулятивные и сбросовые склоны.

Структурные и моноклинально-пластовые материковые склоны занимают господствующее положение в зоне материкового склона. Сменяясь по простиранию, эти склоны обрамляют пластовые равнины шельфа. Структурные склоны, имеющие обычно ступенчатый поперечный профиль, выделяются относительно крутыми (4—10°) и прямолинейными уступами высотой 1,0—2,5 км. В стенках уступов обнажаются неогеновые, палеогеновые и местами меловые породы. Структурные склоны в таких районах, как Новая Шотландия, Северный Лабрадор, Аквитания, Гебриды, Юго-Западная Норвегия, Шпицберген и другие, расчленяются обычно глубокими долинами. Структурные склоны и

склоны моноклинально-пластового строения точнее всего могут быть определены как континентальная геофлексура. По существу эти склоны являются геоморфологическим выражением гигантского флексурообразного изгиба платформенного чехла. Местами флексура замещается серией разрывов или нарушается крупными региональными разломами, которые контролируют наиболее крутые структурные уступы, а также отдельные пологие сбросовые уступы.

Склоны моноклинально-пластового строения характеризуются более пологой (2—5°) топографической поверхностью, которая соответствует моноклинальному залеганию кайнозойских осадочных слоев. Судя по особенностям наслоения осадков и стратиграфическому несогласию, материковый склон в районах к северо-востоку от Ньюфаундленда, Южного Лабрадора, Западной и Юго-Восточной Гренландия, вдоль баренцевоморской окраины, а также исландский островной склон формировались в результате нескольких циклов последовательного наращивания (проградации) осадочного чехла в сторону океана. В фазы регрессий моря происходило в основном «пристраивание» осадков с фронтальной части платформенного чехла, тогда как в фазы трансгрессии шло «надстраивание» осадочного покрова сверху. Важно отметить, что неровная дочетвертичная поверхность склона повсеместно снивелирована рыхлыми плейстоценовыми осадками мощностью 50— 200 м.

Среди морфоструктурных типов материкового склона наиболее контрастной батиметрией и сложным рельефом отличаются узкие сбросовые склоны в районах Северо-Западной Норвегии, полуострова Бретань, Южной Гренландии, Центрального Лабрадора, к юго-востоку от Большой Ньюфаундлендской банки, местами на антарктическом материковом склоне. О структурно-тектонической предопределенности этих 200—300-километровых отрезков склона свидетельствуют геоморфологические и геофизические признаки. В поперечном профиле сбросовые склоны представляют собой типичные уступы, крутизна которых достигает 15—40°, высота — 1—3 км. В строении склонов принимают участие поперечные глыбовые хребты, разделенные глубокими грабенообразными долинами тина теснин, ущелий и каньонов. В обрывистых стенках долин обычно обнажаются кайнозойские, а также мезозойские породы, изученные драгированием и сейсмопрофилированием дна. В наиболее крутых уступах южногренландского и лофотенского материковых склонов обнажаются кристаллические породы докембрийского фундамента. По всей вероятности, образование сбросовых (тектонических) склонов было связано с резкими разнонаправленными вертикальными движениями в пределах континентальной окраины, создавшими глыбово-блоковую раздробленность платформенного фундамента и осадочного чехла.

Аккумулятивные материковые склоны генетически взаимосвязаны с суббатиальными аккумулятивными равнинами, развивающимися на месте тектонических прогибов шельфа. В рельефе дна аккумулятивные склоны выражаются пологонаклонными (1—2°) равнинами и низкими (0,5—1,0 км) откосами. Слагающие их слои плейстоценовых, неогеновых и палеогеновых пород почти не затронуты тектоническими деформациями. По своей природе аккумулятивные склоны (в изучаемом регионе) представляют собой нередко фронтальную часть огромных дельтовых образований, созданных дочетвертичными речными системами, которые пересекают шельф.

Аккумулятивным равнинам материкового подножия в «рельефе фундамента» соответствуют огромные асимметричные предматериковые прогибы, заполненные меловыми и кайнозойскими отложениями. Исходя из геоморфологических особенностей дна и строения предматериковых прогибов, следует различать два морфоструктурных типа аккумулятивных равнин. Первый, наиболее широко распространенный тип включает в себя пологие (0,5—1,0°) равнины материкового подножия, находящиеся на месте глубоких (4—10 км) предматериковых прогибов. Ко второму типу относятся субгоризонтальные (5—20 км) аккумулятивные равнины, располагающиеся вдоль подошвы сбросовых уступов материкового склона. В рельефе «акустического фундамента» им соответствуют относительно неглубокие (2—4 км) тектонические прогибы.

Таким образом, из всего разнообразия типов материковых склонов и материковых подножий ясно, что в формировании их облика ведущую роль играли тектонические процессы, а литологические особенности осадочного чехла континентальных окраин принимали пассивное участие. По существу они развивались в условиях постоянно погружавшихся окраин, на которых накапливались мощные толщи осадков. По всей вероятности, развитие морфоструктурного плана шельфа, склона и подножия происходило сопряженно и контролировалось общим эндогенным процессом глобального масштаба, в ходе которого формировались срединно-океанические хребты и другие крупнейшие

планетарные морфоструктурные элементы земной поверхности. Разумеется, прежде чем приступить к исследованию глубины и степени суммарного воздействия древнего материкового оледенения на доледниковую поверхность подводных окраин материков, ложе океана, срединно-океанических хребтов, необходимо знать не только современные структурно-геоморфологические особенности дна океана, по и восстановить элементы доледникового погребенного и реликтового рельефа.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Морфоструктуры. Основные определения

Обращенный тип морфоструктуры (инверсионный рельеф) – современный характер.

Морфоструктура горно-складчатых областей:

Складчатые горы

– 1) тип строения вновь образованных гор области альпийской складчатости. Складчатые горы возникают в подвижных зонах земной коры и образованы пликативными (без разрывов пластов) складчатыми дислокациями при подчиненной роли дизъюктивных дислокаций (с разрывом пластов – сброс, сдвиг и пр.). Толщи горных пород, смятые в складки различной величины и крутизны, приподняты на некоторую высоту, образуя хребты – антиклинали, межгорные долины – синклинали. В процессе дальнейшего горообразования это соответствие нарушается. 2) Первичные поднятия при изгибе земных слоев тектоническими движениями преимущественно в зонах столкновения литосферных плит

Складчато-глыбовые горы – тип строения гор областей герцинской складчатости, подвергшихся в мезозое пенепленизации и в неотектонический этап испытавших глыбовую тектонику. Горы и горные области, возникающие при повторных тектонических движениях, когда потерявшие пластичность и затвердевшие складки горных пород подвергаются более молодым разломам на крупные блоки земной коры, которые либо поднимаются, образуя горсты, либо опускаются в виде грабенов.

Глыбово-складчатые горы – тип строения гор областей мезозойской складчатости, для которых не был характерен этап полной пенепленизации.

Глыбовые горы

– тип строения гор, приуроченных к древним платформам или областям байкальской и каледонской складчатости, которые неоднократно подвергались процессам пенипленизации и вертикальному расчленению. Глыбовые горы – сбросовые горы образованы глыбами земной коры, поднятыми по тектоническим разломам. Различают глыбовые горы, образованные: а) блоками сложенными горизонтально залегающими породами, и б) ранее складчатыми горами, в дальнейшем пенепленизированными. Для глыбовых гор характерна массивность, крутые склоны и сравнительно слабая расчлененность. Возникая при повторном горообразовании, глыбовые горы – обычно горсты, разделенные грабенами – межгорными впадинами и тектоническими долинами.

Аппалачский рельеф – обращенный тип морфоструктуры горной области, синклинории в рельефе представлены горными хребтами, а антиклинории – межгорными равнинами.

Омоложенные горы

– промежуточная (средняя) стадия развития гор, в настоящее время это горные области мезозойской складчатости, для которых не был характерен этап полной пенепленизации.

Возрожденные горы

, эпиплатформенные горы, активизированные платформы, – горные сооружения, возникшие на месте древних, пенепленизированных горных областей в результате новейших движений земной коры. От эпохи предшествовавшей новейшему горообразованию в возрожденных горах сохраняются высоко приподнятые участки древних пенепленов (поверхностей выравнивания). Примеры: Тянь-Шань, Алтай, Скалистые горы, Восточно-Африканское нагорье.

Молодые (вновь образовавшиеся) горы – складчатые горы, образовавшиеся в альпийскую складчатость. Молодые горы имеют значительную высоту, острые вершины хребтов, крутые склоны, многочисленные ущелья рек. Для М.г. характерные процессы вулканизма.

Горст – приподнятый участок земной коры, ограниченный тектоническими разрывами (обычно сбросами). Приподнятый относительно смежных участков. Горст нередко выступает в рельефе в виде горных хребтов.

Глава 1. Литосфера

1.2. Природные системы литосферы

1.2.3. Рельеф земной поверхности

При характеристике рельефа обычно различают морфоструктуры и морфоскульптуры.

Морфоструктуры — это крупные формы земной поверхности: значительные неровности рельефа материков и дна морских впадин, в образовании которых главная роль принадлежит внутренним (эндогенным) процессам (в первую очередь тектоническим движениям), а в строении чётко отражаются тектонические структуры (рис.2).

Рис. 2. Типы планетарных морфоструктур

1 — материковые платформы; 2 — ложе океанов; 3 — геосинклинальные области; 4 — срединно-океанические хребты; 5 — рифтовые зоны

Морфоструктуры суши включают в себя равнинно-платформенные и горные (орогенные) области.

Равнинно-платформенные области, в зависимости от своего строения и происхождения, подразделяются на кристаллические денудационные и пластовые аккумулятивные равнины.

Кристаллические денудационные равнины образовались в результате денудации древних горных массивов, сложенных кристаллическими и метаморфическими породами. Равнинный рельеф при этом является вторичным образованием. Эти равнины обычно приурочены к древним щитам. Примеры: Лаврентийская возвышенность, Гвианское плоскогорье и др.

Пластовые аккумулятивные равнины образовались в результате накопления осадков на дне морей. Здесь равнинный рельеф представляет собой первичное образование. Такие равнины обычно приурочены к плитам древних или молодых (эпипалеозойских) платформ. Например: Восточно-Европейская равнина, Западно-Сибирская низменность, Великие равнины Северной Америки, Амазония, котловина Конго и др.

Горные (орогенные) области включают в себя возрождённые и молодые горы.

Возрождённые (эпиплатформенные) горы по своему строению являются складчато-глыбовыми образованиями, в которых сочетаются складчатые структуры относительно древних орогенных фаз с глыбовыми молодыми поднятиями, обусловившими последующее омоложение рельефа. Например: Урал, Алтай, Тянь-Шань, Вогезы, Шварцвальд, Аппалачи, Восточно-Африканское плоскогорье, Абиссинское нагорье, Восточно-Австралийские горы и др.

Молодые (эпигеосинклинальные) горы по своему строению преимущественно складчатые горы, разрывные дислокации в них имеют обычно второстепенный или локальный характер. Например: Пиренеи, Карпаты, Кавказ, Гималаи, Анды, Атласские горы и др.

Морфоструктуры дна морей и океанов включают в себя подводные окраины материков, зоны островных дуг, ложе океана и срединно-океанические хребты.

Подводные окраины материков в зависимости от глубины представлены следующими структурами:

Зоны островных дуг включают:

Ложе океана формируется на коре океанического типа и в геотектоническом отношении представляет собой океанические платформы (талассократоны). Располагается между подводными окраинами материков или зонами островных дуг и срединно-океаническими хребтами. Глубины — 4–7 км. В ложе океанов выделяются следующие морфструктуры:

Срединно-океанические хребты — мощные подводные горные сооружения на дне океанов, занимающие чаще всего срединное положение в океанах и приуроченные к областям раздвижения литосферных плит океана и наращиванию их за счёт вещества, поднимающегося из недр. Ширина хребтов до 2000 м, относительная высота 1–3 км. Характеризуются широким развитием разрывных нарушений земной коры — продольной рифтовой зоной и огромными поперечными разломами и сдвигами; им присущ активный вулканизм и высокая сейсмичность. Примеры: Срединно-Атлантический, Центрально-Индийский, Аравийско-Индийский хребты, Восточно-Тихоокеанское поднятие, хр.Гаккеля и др.

Морфоскульптуры — относительно небольшие формы рельефа, обычно представляющие собой детали той или иной морфоструктуры. В их образовании главная роль принадлежит экзогенным процессам. В таблице 1 приводятся различные морфоскульптуры по основным типам экзогенных процессов. При этом морфоскульптуры подразделяются на аккумулятивные (образовавшиеся в результате накопления обломочного материала) и деструкционные (остаточные формы, возникшие после удаления продуктов разрушения) формы рельефа. Такие морфоскульптуры, как террасы (речные и флювиогляциальные), в зависимости от своего происхождения, могут относиться или к аккумулятивным, или к деструкционным формам рельефа.

Равнины

Равнины — обширные участки земной поверхности с малыми (до 200 м) колебаниями высот и незначительными уклонами.

Равнины занимают 64% площади суши. В тектоническом отношении они соответствуют более или менее устойчивым платформам, не проявлявшим существенной активности в новейшее время, независимо от их возраста — древние они или молодые. Большинство равнин на суше расположено на древних платформах (42%).

По абсолютно и высоте поверхности различают равнины отрицательные —

лежащие ниже уровня Мирового океана (Прикаспийская), низменные — от 0 до 200 м высоты (Амазонская, Причерноморская, Индо-Гангская низменности и др.), возвышенные — от 200 до 500 м (Среднерусская, Валдайская, Приволжская возвышенности и др.). К равнинам относят также плато (высокие равнины), которые, как правило, располагаются выше 500 м и отчленяются от прилегающих к ним равнин уступами (например, Великие равнины в США и др.). От высоты равнин и плато зависит глубина и степень расчленения их речными долинами, балками и оврагами: чем

выше равнины, тем интенсивнее они расчленены.

По внешнему облику равнины могут быть плоскими, волнистыми, холмистыми, ступенчатыми, а по общему уклону поверхности — горизонтальными, наклонными, выпуклыми, вогнутыми.

Различный внешний вид равнин зависит от их происхождения и внутреннего строения, которые во многом зависят от направленности неотектонических движений. По этому признаку все равнины можно разделить на два типа — денудационные и аккумулятивные (см. схему 14-А-1-1). В пределах первых преобладают процессы денудации рыхлого материала, в пределах вторых — его накопление.

Совершенно очевидно, что денудационные поверхности большую часть своей истории испытывали восходящие тектонические движения. Именно благодаря им здесь преобладали процессы разрушения и сноса — денудации. Однако продолжительность денудации может быть разной, и это тоже отражается в морфологии таких поверхностей.

При непрерывном или почти непрерывном медленном (эпейрогеническом) тектоническом поднятии, продолжающемся в течение всего времени существования территорий, на них не было условий для накопления осадков. Происходил только денудационный срез поверхности разнообразными экзогенными агентами, а если и накапливались кратковременно маломощные континентальные или морские осадки, то при последующих поднятиях они сносились за пределы территории. Поэтому в строении таких равнин на поверхность выходит древний цоколь — срезанные денудацией складки, лишь слегка прикрытые маломощным чехлом четвертичных отложений. Такие равнины носят название цокольных;нетрудно заметить, что цокольные равнины в тектоническом плане соответствуют щитам древних платформ и выступам складчатого фундамента молодых платформ. Цокольные равнины на древних платформах имеют холмистый рельеф, чаще всего они возвышенные. Таковы, например, равнины Фенноскандии — Кольского полуострова и Карелии. Аналогичные равнины расположены и на севере Канады. Широко распространены цокольные возвышенности в Африке. Как правило, длительная денудация срезала все структурные неровности цоколя, поэтому подобные равнины являются аструктурными.

Равнины на «щитах» молодых платформ обладают более «беспокойным» холмистым рельефом, с остаточными возвышениями типа сопок, образование которых связано либо с литологическими особенностями — более

твердыми устойчивыми породами, либо со структурными условиями — бывшими выпуклыми складками, микрогорстами или обнажившимися интрузиями. Безусловно, все они являются структурно-обусловленными. Так выглядят, например, Казахский мелкосопочник, частично равнины Гоби.

Плиты древних и молодых платформ, испытывающие устойчивое поднятие только в неотектонический этап развития, сложены пластами осадочных пород большой мощности (сотни метров и первые километры) — известняков, доломитов, песчаников, алевролитов и др. За миллионы лет осадки затвердели, стали скальными и приобрели устойчивость к размыву. Эти породы залегают более или менее горизонтально, как когда-то откладывались. Поднятия территорий в неотектонический этап развития стимулировали денудацию на них, что не дало возможности отложиться там молодым рыхлым породам. Равнины на плитах древних и молодых платформ называются пластовыми.С поверхности они нередко прикрыты рыхлыми четвертичными континентальными отложениями небольшой мощности, которые практически не влияют на их высоту и орографические особенности, но определяют их внешний облик за счет морфоскульптуры (Восточно-Европейская, южная часть Западно-Сибирской и др.).

Поскольку пластовые равнины приурочены к плитам платформ, они являются ярко выраженными структурными — их макро- и даже мезоформы рельефа обусловлены геологическими структурами чехла: характером напластования пород различной твердости, их наклоном и т. д.

При плиоцен-четвертичном опускании территорий, пусть даже относительном, на них стали накапливаться осадки, снесенные с окружающих мест. Они заполнили все прежние неровности поверхности. Так сформировались аккумулятивные равнины,сложенные рыхлыми, плиоцен-четвертичными отложениями. Обычно это низменные равнины, которые иногда лежат даже ниже уровня моря. По условиям осадконакопления они делятся на морские и континентальные — аллювиальные, эоловые и др. Примером аккумулятивных равнин являются сложенные морскими отложениями Прикаспийская, Причерноморская, Колымская, Яно-Индигирская низменности, а также Припятская, Лено-Вилюйская, Ла-Платская и др. Аккумулятивные равнины, как правило, приурочены к синеклизам.

В крупных котловинах среди гор и у их подножий аккумулятивные равнины имеют наклоненную от гор поверхность, прорезанную долинами многих стекающих с гор рек и осложненную конусами их выносов. Они сложе-

ны рыхлыми континентальными осадками: аллювием, пролювием, делювием, озерными отложениями. Например, Таримская равнина сложена песками и лёссами, Джунгарская равнина — мощными песчаными накоплениями, принесенными с соседних гор. Древнеал-лювиальной равниной является пустыня Каракумы, сложенная песками, принесенными реками с южных гор в плювиальные эпохи плейстоцена.

К морфоструктурам равнин относятся обычно и кряжи. Это линейно вытянутые возвышенности с округлыми очертаниями вершин, высотой обычно не более 500 м. Они сложены дислоцированными породами разного возраста. Непременный признак кряжа — наличие линейной ориентировки, унаследованной от структуры той складчатой области, на месте которой возник кряж, например Тиман-ский, Донецкий, Енисейский.

Следует заметить, что все перечисленные типы равнин (цокольные, пластовые, аккумулятивные), а также плоскогорья, плато и кряжи, по мнению И. П. Герасимова и Ю. А. Мещерякова, понятия не морфографические, а морфоструктурные, отражающие соотношения рельефа с геологической структурой 1 .

Равнины на суше образуют два широтных ряда, соответствующие платформам Лавразии и Гондваны. Северный ряд равнин образовался в пределах относительно устойчивых в новейшее время древних Севе-ро-Американской и Восточно-Европейской платформ и молодой эпипалеозойской Западно-Сибирской платформы — плиты, испытавшей даже незначительное погружение и выраженной в рельефе преимущественно низменной равниной.

Среднесибирское плоскогорье, а в морфо-структурном понимании это высокие равнины — плато, образовалось на месте древней Сибирской платформы, активизированной в новейшее время за счет резонансных движений с востока, со стороны активного геосинклинального Западно-Тихоокеанского пояса. В состав так называемого Среднесибирского плоскогорья входят вулканические плато (Пу-торана и Сыверма), туфогенные плато (Центрально-тунгусское), трапповые плато (Тунгусское, Вилюйское), пластовые плато (Приангарское, Приленское) и др.

Своеобразна орографическая и структурная особенность равнин северного ряда: за Север-

'Нередко плато и плоскогорья различают лишь по внешнему облику и степени расчленения, без учета их геологической структуры. Плато считают менее расчлененными формами рельефа и относят к высоким равнинам. Плоскогорья обычно выше, расчленены в краевых частях интенсивнее и глубже, поэтому их относят к горам.

ным Полярным кругом преобладают низкие приморские аккумулятивные равнины; южнее, вдоль так называемой активной 62° параллели, — полоса цокольных возвышенностей и даже плоскогорий на щитах древних платформ — Лаврентийском, Балтийском, Анабар-ском; в средних широтах вдоль 50° с. ш. — опять полоса пластовых и аккумулятивных низменностей — Северо-Германская, Польская, Полесье, Мещера, Среднеобская, Ви-люйская.

На Восточно-Европейской равнине Ю. А. Мещеряковым выявлена и другая закономерность: чередование низменностей и возвышенностей. Поскольку движения на Восточно-Европейской платформе носили волнообразный характер, а источником их в неотектонический этап были коллизии Альпийского пояса, им установлено несколько чередующихся полос возвышенностей и низменностей, расходящихся веером с юго-запада на восток и принимающих по мере удаления от Карпат все более меридиональное направление. Прикарпатская полоса возвышенностей (Волынская, Подольская, Приднепровская) сменяется Припятско-Днепровской полосой низменностей (Припятская, Приднепровская), затем следует Среднерусская полоса возвышенностей (Белорусская, Смоленско-Москов-ская, Среднерусская); последняя сменяется последовательно Верхневолжско-Донской полосой низменностей (Мещерская низменность, Окско-Донская равнина), затем Приволжской возвышенностью, Заволжской низменностью и, наконец, полосой Предуральских возвышенностей.

В целом равнины северного ряда наклонены к северу, с чем согласуется течение рек.

Южный ряд равнин соответствует Гонд-ванским платформам, испытавшим активизацию в новейшее время. Поэтому в его пределах преобладают возвышенности: пластовые (в Сахаре) и цокольные (на юге Африки), а также плато (Аравия, Индостан). Лишь в пределах унаследованных прогибов и синеклиз сформировались пластовые и аккумулятивные равнины (Амазонская и Ла-Платская низменности, впадина Конго, Центральная низменность Австралии).

В целом наибольшие площади среди равнин на материках принадлежат пластовым равнинам, в пределах которых первичнорав-нинные поверхности образованы горизонтально залегающими пластами осадочных пород, а цокольные и аккумулятивные равнины имеют подчиненное значение.

В заключение еще раз подчеркнем, что горы и равнины как основные формы рельефа на суше созданы внутренними процессами: горы тяготеют к подвижным складчатым поясам

Земли, а равнины — к платформам (табл. 14). Сравнительно мелкие, относительно недолговечные формы рельефа, создаваемые внешними экзогенными

процессами, накладываются
на крупные и придают им своеобразный внешний облик. О них будет сказано ниже.

Морфоструктуры

– крупная форма рельефа, формирующаяся в результате взаимодействия внешних и внутренних сил при преобладающем воздействии внутренних (эндогенных) сил.

Морфоструктуры равнинно-платформенных областей:

Пластовая равнина

– равнина, приуроченная к плите платформы, сложена напластованиями платформенного чехла, залегающими почти горизонтально или слегка наклонно. В пределах пластовых равнин выделяются отдельные аккумулятивные низменности и пластово-денудационные возвышенности.

Цокольная равнина

– денудационная равнина, образованная на дислоцированных породах кристаллического фундамента древних платформ.

Аккумулятивные равнины

– равнины, образовавшиеся в результате накопления толщ рыхлых отложений. Подразделяются по ведущему агенту аккумуляции – эндогенному (вулканические равнины) или экзогенному (морские, аллювиальные, озёрные, ледниковые и др.); различают также аккумулятивные равнины сложного генезиса (озёрно-аллювиальные, дельтово-морские, аллювиально-пролювиальные и др.), а также подводные аккумулятивные равнины (например, абиссальные); различают также по месту формирования (краевые, межгорные, предгорные, на плитах молодых платформ).

Денудационные равнины

– выровненные поверхности, образовавшиеся на месте некогда более приподнятого и контрастного (например, горного) рельефа в результате его разрушения и сноса продуктов разрушения в условиях временного или длительного преобладания денудационных процессов.

Пластово-денудационная равнина

– возвышенная равнина на структурах плиты докембрийской платформы, с преобладающим развитием поверхности под влиянием денудационных процессов.

Моноклинально-пластово-денудационная равнина

(куэстовая) – равнина на которой имеются параллельные друг другу ряды куэст – ассиметричных в поперечном сечении гряд, выработанных эрозией и денудацией в пологомоноклинально залегающей свите пластов неодинаковой стойкости по отношению к денудационным процессам.

Пластово-ярусная равнина

– разновидность пластово-денудационной равнины, формирующейся в условиях влажного и переменно-влажного климатов умеренного пояса.

Пластово-ступенчатая равнина

(столово-ступенчатая равнина) – разновидность пластово-денудационной равнины, формирующейся в условиях влажного и переменно-влажного климатов тропического пояса.

Столовый рельеф

– рельеф, расчленённый эрозией возвышенной равнины или плато, сложенных горизонтально залегающими пластами горных пород. Характерны широкие плоские (столовые) водоразделы, расчленённые немногими, большей частью узкими и крутосклонными долинами. Свойственен областям аридного климата, а также областям развития пористых или трещиноватых водопроницаемых пород

Обращенный тип морфоструктуры

(инверсионный рельеф) – современный характер.

Морфоструктура горно-складчатых областей:

Складчатые горы

Складчато-глыбовые горы

– тип строения гор областей герцинской складчатости, подвергшихся в мезозое пенепленизации и в неотектонический этап испытавших глыбовую тектонику. Горы и горные области, возникающие при повторных тектонических движениях, когда потерявшие пластичность и затвердевшие складки горных пород подвергаются более молодым разломам на крупные блоки земной коры, которые либо поднимаются, образуя горсты, либо опускаются в виде грабенов.

Глыбово-складчатые горы

– тип строения гор областей мезозойской складчатости, для которых не был характерен этап полной пенепленизации.

Глыбовые горы

Аппалачский рельеф

– обращенный тип морфоструктуры горной области, синклинории в рельефе представлены горными хребтами, а антиклинории – межгорными равнинами.

Омоложенные горы

Возрожденные горы

Молодые (вновь образовавшиеся) горы

– складчатые горы, образовавшиеся в альпийскую складчатость. Молодые горы имеют значительную высоту, острые вершины хребтов, крутые склоны, многочисленные ущелья рек. Для М.г. характерные процессы вулканизма.

– приподнятый участок земной коры, ограниченный тектоническими разрывами (обычно сбросами). Приподнятый относительно смежных участков. Горст нередко выступает в рельефе в виде горных хребтов.

– участок земной коры, ограниченный тектоническими разрывами (сбросами) и опущенный относительно смежных участков. В рельефе крупные грабены выражены в виде впадин, занятых озерами или разработанных реками.

Читайте также: