Горные сооружения континентов, называемые также орогенами, различны по размерам и морфологии в зависимости от условий образования. Это и горные пояса, протягивающиеся на тысячи километров и пересекающие материки, и отдельные небольшие хребты. По геодинамическим условиям формирования горные сооружения подразделяются на два основныхтипа, различающихся по своим структурам и морфологии рельефа: одни из них формируются в условиях горизонтального сжатия земной коры, другие — в условиях сводовых поднятий и растяжения земной коры. И те и другие образованы на протяжении новейшего этапа, начиная с олигоцена, в результате деформации различной по вещественному составу, структуре, возрасту и истории развития земной коры, называемой основанием.
Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры. Типы орогенов. С позиций концепции тектоники литосферных плит (В. Е. Хаин, 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 Индостанской. 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 межконтинентальные (например, Альпийско-Гималайский горный пояс), внутриконтинентальные (например, Уральский и Центрально-Азиатский горные пояса), окра-инно-континенталъные (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 океанскихи 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.), Для хребтов окраинно-континентального пояса Анд характерны вулканы, расположенные над зоной субдукции, многие из которых являются действующими (Уила, Пурасе и др.). Хребты образуют протяженные цепи, в которых отдельные хребты сочленяются друг с другом соосно (как вагоны в поезде) (см. рис. 16.4) или кулисно .
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 Индостанской 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 подчиняетсяклиматической 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 5, 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 5, 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 окраинно- континентальных 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 рельефооб- разующих 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 осадконакоплением. 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).
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 и др.). 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, солифлюкционных 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 называются «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.
