Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры

СЛАЙД 24

С позиций тектоники литосферных плит орогены сжатия подразделяются на:

• коллизионные – являются результатом деформации земной коры, вызванной сближением и столкновением (коллизией) континентальных плит (Евразиатской с Африканской, Аравийской и Индостанской);

• субдукционные – образуются в процессе пододвигания океанских плит под континенты или островные дуги (плит Наска и Антарктической под Южную Америку или Тихоокеанской под Курило-Камчатскую дугу).

По положению на континентах орогены подразделяются на

• межконтинентальные (Альпийско-Гималайский горный пояс) – в большинстве случаев приурочены к зонам коллизии,

• внутриконтинентальные (Уральский и Центрально-Азиатский горные пояса) – опосредованно связаны с коллизией,

• окраинно-континентальные – приурочены к активным и пассивным окраинам континентов. Формирование орогенов активных окраин в большинстве случаев связано с процессом субдукции.

По предыстории развития (и, соответственно, строению геологического субстрата, на котором сформировались) орогены подразделяются на:

• первичные – горообразование происходит непосредственно за покровно-складчатыми деформациями и др.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.);

• вторичные, или эпиплатформенные – горообразование захватывает области с ранее сформированной континентальной корой на древнем покровно-складчатом или кристаллическом основании, испытавшем эрозионно-денудационное разрушение и выравнивание. К началу горообразования эти области представляли собой платформенные равнины с широким развитием денудационных поверхностей выравнивания (Урал, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Скандинавские горы и др.).

Длина некоторых горных поясов превышает 8 тыс.км, а ширина – 1 тыс.км.

Мощность земной коры в орогенах сжатия достигает 70 км, литосферы – 100-250 км. Для многих характерна высокая сейсмичность и новейший, включая современный, вулканизм.

Горные пояса сжатия, независимо от их положения в пределах континентов и истории геологического развития, имеют общие особенности рельефа. Обычно они состоят из отдельных горных стран, состоящих из продольных, в общем параллельных горных систем, каждая из которых включает несколько цепей горных хребтов, разделенных впадинами. Основными формами рельефа орогенов сжатия являются хребты и впадины.

Рассмотрим орогены сжатия более подробно.

Межконтинентальные коллизионные орогены

СЛАЙД 25

Средиземноморский и Гималайско-Тибетский горные пояса приурочены к коллизионным границам литосферных плит: Евразиатской, с одной стороны, и Аравийской и Индо-Австралийской – с другой. Согласно концепции плейт-тектоники, коллизия представляет собой заключительную фазу схождения литосферных плит, когда в соприкосновение приходят континентальные блоки. В условиях горизонтального сжатия часть литосферы, зажатая между жесткими упорами, ведет себя как жестко­пластичная среда, растекаясь в стороны от оси максимального сжатия. При интенсивном сжатии образуются сложные структуры, проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы с образованием литопластин, испытывающих горизонтальные смещения, и дисгармоничные деформации слоев литосферы (осадочного чехла, верхней кристаллической коры, средней и нижней коры и литосферной мантии), обусловленные их разной реакцией на общее сжатие. В верхней части коры течение вещества реализуется в сложном сочетании хрупких и пластичных деформаций, на более глубоких уровнях – преимущественно пластичных. Продольное течение вещества от фронта сжатия в сторону меньшего давления, сопровождающееся образованием пережимов и расширений орогенных поясов, определило особенности их внутренних деформаций и структуры.

В результате коллизии образуются сложно построенные горные сооружения. Литосферная мантия при коллизии обычно погружается в астеносферу, иногда вместе с нижней частью коры. Тем самым компенсируется то сокращение пространства, которое происходит при сближении литосферных плит и которое на уровне верхней коры реализуется в ее складчато-надвиговых деформациях, а на уровне средней и иногда нижней коры – ее нагнетанием в осевую часть орогена. Напряжения сжатия могут быть косо ориентированы по отношению к простиранию закрывающегося бассейна, что является причиной асинхронного развития коллизионного процесса по простиранию и сегментированность орогенных поясов.

СЛАЙД 26

Формирование Гималайско-Тибетского орогенного пояса обычно объясняется коллизией Индостанской и Евразийской литосферных плит, начавшейся в палеогене после того, как океанская литосфера, отделявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субдуцировала. Суммарное сближение плит после начала коллизии оценивается более чем в 2 тыс.км. Встречное движение привело к многократному утолщению и воздыманию континентальной коры.

Максимальное сжатие земной коры происходило у выступов континентального обрамления. Роль «штампа» играл Пенджабский выступ Индийской плиты, вызвавший образование дуги вдоль фронта Памира и крупных сдвигов по обе стороны выступа. Кроме того, сокращение ширины Центрально-Азиатского пояса напротив Индийского «штампа» объясняется общим короблением и утолщением коры. Ряд исследователей рассматривает такое взаимодействие как разновидность субдукции – альпинотипную А-субдукцию.

СЛАЙД 27

Дугообразность границы и структурный рисунок складчато-разрывных деформаций Гималайско-Тибетского орогенного пояса обусловлены выжиманием, течением и короблением верхнекорового и глубинного вещества при его нагнетании и скучивании на фронте Памиро-Индостанского клина. Согласно одной из моделей, при столкновении Индийской плиты с Евразийской ее литосферная мантия испытала субдукцию, а более пластичная нижняя кора – нагнетание к северу. Это нагнетание вызвало коробление верхней, более жесткой коры Центрально-Азиатского пояса. Процесс сопровождался выделением тепла, что могло быть дополнительной причиной повышенного теплового потока и образования астенолинз в недрах горных сооружений, способствовавших воздыманию.

Окраинно-континентальные орогены

Окраинно-континентальные орогены приурочены к активным и пассивным окраинам континентов. Мы остановимся только на первых.

Среди орогенов активных континентальных окраин выделяются два подтипа: Западно- и Восточно-Тихоокеанский.

СЛАЙД 28

Орогены Западно-Тихоокеанского (островодужного) подтипа образованы вулканическими и авулканическими дугами, с океанской стороны обычно сопряженными с глубоководными желобами, а с континентальной – впадинами окраинных морей. Их формирование происходило в условиях сжатия, вызванного субдукцией океанической литосферы под континентальную (В-субдукция). Зоны субдукции наклонены под островные дуги.

На Камчатке одновременно с формированием Курило-Камчатского желоба и зоны субдукции в ее современном виде (поздний миоцен) начался вулканизм в Восточно-Камчатском вулканическом поясе, куда входят все ныне действующие вулканы региона. Поддвиг океанской плиты в зонах субдукции сочетается с встречным надвигом континентальной или островодужной плиты. Субдуцирующая океаническая кора подвергается частичному плавлению и удалению флюидов, за счет чего в вышележащей мантии образуются магматические очаги, питающие вулканизм островных дуг.

В.Г.Трифонов считает, что образование орогенов островодужного подтипа стало результатом совокупного эффекта скучивания коры и притока мантийного материала. На фоне общего воздымания поверхности проявлены субширотные глубинные сдвиги, возможно связанные с неравномерным латеральным течением глубинных масс. Общее движение глубинных масс в сторону континента, создающее условия сжатия в верхнем структурном этаже, на Камчатке проявлено в смещении к западу промежуточных очагов вулканов центрального типа Восточно-Камчатского пояса.

СЛАЙД 29

Восточно-Тихоокеанские активные окраины представлены южно-американским (андийским) и североамериканским (кордильерским) типами. Им свойственна мощная континентальная кора с гранитно-метаморфическим слоем и отсутствие окраинных морей.

Вдоль южно-американского побережья протягиваются Анды, образование которых объясняют субдукцией океанской литосферы под континент, причем зона субдукции сначала наклонена полого, а на значительном удалении от берега испытывает резкое погружение. Субдукция началась в эоцене, а интенсивное горообразование – в позднем миоцене (временной разрыв между началом скучивания и складкообразования верхнекоровых масс и началом общего горообразования характерен для орогенов всех типов). В горообразовании большую роль играет разогрев нижней коры, ускорявший ее нагнетание под орогеническую область. Для орогена характерна поперечная и продольная сегментированность, связанная с различиями в строении фундамента.

Континентальная окраина Северной Америки иная. Образование окраинноконтинентальных орогенов кордильерского типа обычно объясняют длительно развивающимся процессом взаимодействия океанской и континентальной литосферных масс с В-субдукцией со стороны океанской плиты и А-субдукцией со стороны континентальной платформы. Кордильерский орогенез объясняют также термическим процессом, связанным с подъемом известково-щелочных и базальтовых магм. Для Кордильер, как и для орогенов других типов, характерна поперечная сегментированность. Широко развиты продольные сдвиги, обусловленные конфигурацией границ плит, косо ориентированных по отношению к их встречному движению, что привело к продольному течению горных масс и образованию дугообразных изгибов орогенных поясов.

Структурно-орографические формы орогенов сжатия

Морфологические различия орогенов являются отражением геодинамических условий и могут служить их индикаторами, особенно когда мало прямых геологических данных. Геодинамические условия формирования орогенов запечатлены в их структурно-орографических формах.

СЛАЙД 30

Обычно коллизионные орогены образуют обширные горные пояса, состоящие из отдельных горных стран, образующих протяженные системы прямолинейных и дугообразных горных цепей. Размах неотектонических движений в коллизионных орогенах достигает 12-13 км (до 18 км в Гималаях); амплитуда рельефа (относительное превышение хребтов над поверхностью сопряженных впадин) – от 0,5-2 до 4-5 км. Относительные амплитуды и длительность процесса поднятия определяют интенсивность и глубину эрозионного расчленения. Орогены, оформившиеся на начальной (конец палеогена-начало неогена) стадии новейшего этапа (Гималаи, Тянь-Шань и др.), значительно выше и глубже расчленены, чем орогены, начало становления которых датируется миоцен-плиоценом, а скорости и амплитуды поднятий меньше (Карпаты).

Основными структурно-орографическими формами коллизионных орогенов являются крупные линейно вытянутые, сложно построенные системы хребтов-поднятий и разделяющие их системы впадин-прогибов. Абсолютные высоты хребтов в целом уменьшаются по мере удаления от зон коллизии, подчеркивая генетическую связь этих горных стран с коллизионными процессами, хотя есть и исключения.

В структурном отношении хребты представляют собой положительные изгибы древнего основания или крупные складки чехла – мегантиклинали, обычно осложненные разрывными нарушениями взбросо-надвигового и сдвигового типов, расчлененные эрозионно-денудационными процессами. Изгиб подчеркивается древними поверхностями выравнивания, а также более молодых цикловых ступеней с эрозионно-денудационными поверхностями. Складки сопровождаются виргацией⁴, ундуляцией, сегментацией за счет поперечных разрывов, во многом унаследованных. На участках максимального сжатия ширина складок сужается.

Хребты образуют протяженные цепи, в которых отдельные хребты сочленяются друг с другом соосно (как вагоны в поезде) или кулисно.

Хребты являются областями денудации, источниками обломочного материала, который выносится в прилежащие и более удаленные впадины. В пределах самих хребтов аккумуляция происходит на небольших участках и не устойчива. Протекание процессов денудации и аккумуляции и развитие образованных ими форм рельефа и отложений в пределах хребтов подчиняется климатической зональности и структурной обстановке.

Почти все хребты асимметричны: один их склон более крутой и короткий по сравнению с другим, и один и тот же хребет сопрягается с разновысотными впадинами. Асимметрия по крутизне склонов отражает вергентность (наклон) мегаскладок в направлении надвигов и покровных перемещений.

О продолжающемся процессе сжатия и деформации земной коры говорит постепенная миграция водоразделов хребтов в сторону впадин и соответствующее смещение осевых зон последних, развитие у подножья крутых склонов обвально-оползневых масс.

Рост хребтов неравномерен – периоды активных поднятий чередовались с ослаблением движений, что вызывало активизацию/ослабление эрозионно-денудационного расчленения массивов. Об этом говорит наличие на склонах разновысотных и разновозрастных ступеней – этажей денудационно-эрозионного рельефа. Их склоны-уступы соответствуют стадии расчленения горного массива, а формирование поверхностей выравнивания связывается с периодом ослабления поднятий. Количество ступеней рельефа соответствует количеству циклов поднятия и расчленения хребтов. Возраст этажей рельефа определяется по возрасту соответствующих им молассовых комплексов, выполняющих сопряженные с хребтами впадины.

Впадины, развивающиеся сопряженно с орогенами, занимают равные площади с системами хребтов (так называемая конгруэнтность). В структурном отношении это отрицательные складки основания – мегасинклинали и грабен-синклинали разных размеров, морфологии и времени оформления в рельефе. Интенсивность и глубина их расчленения зависят от возраста: чем моложе складки, тем они менее расчленены. В большинстве случаев такие прогибы компенсированы осадконакоплением; только некоторые не компенсированы из-за дефицита обломочного материала, вследствие чего их поверхность находится ниже нулевой отметки.

По положению внутри орогенов они подразделяются на предгорные, межгорные и внутригорные.

СЛАЙД 31

Межгорные впадины разделяют системы хребтов-поднятий. Их границы с хребтами имеют как разрывный, так и безразрывный характер. В структурном отношении это обширные тектонические прогибы синклинального типа, осложненные внутренними поднятиями, ширина которых резко сокращается, вплоть до выклинивания в районах проявления наибольшего сжатия.

По морфологии межгорные впадин подразделяются на асимметричные, поверхности которых наклонены в одну сторону, и симметричные, поверхности которых наклонены к центральным частям впадин; высокоподнятые и низкие, расположенные почти на уровне моря, замкнутые, или окруженные со всех сторон хребтами, полузамкнутые и открытые или раскрывающиеся в сторону равнин или моря. Мощность молассового комплекса отложений, выполняющего межгорные впадины – от 3-5 до 8 км и больше.

В зонах сопряжения горных сооружений со смежными платформами развиваются предгорные (краевые) впадины-прогибы (Предальпийский, Предкавказский, Предкарпатский и др.). Их границы с хребтами обычно тектонические. По простиранию они часто разделены перемычками и могут исчезать или продолжаться в виде других структур. По строению и рельефу впадины обычно асимметричны: наибольшее прогибание как правило приурочено к зоне сопряжения с передовыми хребтами горных сооружений. По сейсмическим данным, орогены надвинуты на большинство предгорных прогибов. Тяжестью надвигающихся орогенов обычно объясняется погружение впадин. Однако такая асимметрия может и не проявляться.

С платформами предгорные впадины обычно сопрягаются плавно: их слабо наклонные поверхности постепенно переходят в почти горизонтальные платформенные равнины. Иногда в этих зонах развиты небольшие увалы или возвышенности, отражающие слабые деформации, развивающиеся на границе с платформой. Впадины имеют общий наклон в сторону платформы. Как правило, характерна их миграция в сторону платформы с одновременным вовлечением предгорных зон в поднятие и формированием ступеней рельефа (низких и высоких предгорных холмов и возвышенностей).

В системах хребтов развиты внутригорные впадины – участки относительного прогибания, бывшие в начале орогенного этапа зонами аккумуляции, которые по мере общего роста систем поднятий постепенно отмирали. Их границы с хребтами резкие, часто разрывные. Некоторые впадины в современной структуре представляют собой рампы⁵, иногда полностью сомкнутые и переходящие в швы. Реже впадины присдвиговые, узкие, клиновидные.

Общими чертами всех впадин, свидетельствующими об их формировании в условиях латерального сжатия, являются:

• наличие ступенчатых предгорий, отражающих процесс смятия земной коры и сокращения размеров впадин за счет возникновения в их краевых частях новых складчато-покровных (взбросо-надвиговых) зон и причленения их к ранее поднятым хребтам;

• внутренняя тектоническая дифференциация на отдельные частные впадины вследствие роста внутридепрессионных диагонально и поперечно ориентированных поднятий и перемычек, имеющих складчатый или складчато-блоковый характер;

• миграция зон четвертичной аккумуляции в направлении от поднимающихся хребтов, асимметрия продольных речных долин и их скатывание к одному склону, их четковидное строение;

• последовательное врезание речных долин с формированием «лестницы» вложенных четвертичных террас; в озерных впадинах – формирование озерных террас.

Морфологические особенности каждой впадины в значительной степени зависят от климата. В аридных условиях может происходить недокомпенсация впадин осадками.

В островодужных орогенах комплекс структурно-орографических форм, характерный для коллизионных орогенов, дополняется широким развитием вулканического и вулкано-тектонического рельефа.

СЛАЙДы 32-33

Характерные признаки орогенов сжатия

СЛАЙД 34