Глава 4. Мегарельеф материков

Континенты (материки) – это гигантских размеров гетерогенные области литосферы, которые приподняты в мегарельефе Земли, имеют в составе коры мощный гранитно-метаморфический слой, отличаются от океанических областей характером тектогенеза, состоят из разнородных тектонических элементов: континентальных платформ, геосинклиналей, находящихся на инверсионном этапе развития, и континентальных рифтов.

Наличие континентальной земной коры – одна из основных отличительных черт материков, как планетарных геотектур. Континентальная (материковая) земная кора характеризуется большой мощностью — в среднем 40 км, местами достигая 75 км. Она состоит из трех "слоев". Сверху залегает осадочный слой, образованный осадочными породами различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля (на щитах) до 25 км (в глубоких впадинах, например, Прикаспийской). Ниже залегает "гранитный" (гранитно-метаморфический) слой, состоящий главным образом из кислых пород, по составу близких к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 30 км и более. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя уменьшается до 15—20 км. Под гранитным слоем залегает третий, "базальтовый" мощностью 10—30 км. Сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Он сложен сильно метаморфизованными породами преимущественно основного состава, поэтому его еще называют гранулито-базитовым.

Следует отметить, что названия последних двух слоев условные: по некоторым физическим свойствам (и прежде всего по скорости прохождения сейсмических волн) породы этих слоев близки к граниту и базальту. Однако бурение сверхглубоких скважин позволило установить иные причины скачков скоростей продольных сейсмических волн. Так, сверхглубокая скважина на Кольском полуострове показала, что «базальтовый» слой здесь отсутствует — средний состав горных пород ниже границы скачка изменился мало, а скачок скорости прохождения волн объясняется гидрогенным разуплотнением горных пород на большой глубине.

В морфологическом отношении континенты представляют собой крупные поднятия мегарельефа планеты, возвышающиеся над поверхностью Мирового океана в среднем на 840 м.

Континенты как геотектуры характеризуются следующими основными признаками:

1. В составе земной коры почти повсеместно присутствует «гранитный» слой, лишь в отдельных случаях имеются участки с существенным сокращением или с полным выклиниванием этого слоя («базальтовые окна»). В связи с этим в пределах континентальных массивов литосферы выделяется кора континентального или промежуточного типа. Литосфера под континентами имеет толщину от 150 до 400 км (рис. 8).

Рис. 8. Строение земной коры материков и океанов (по М В. Муратову, В. М. Цейслеру)

1 – воды, 2 – осадочные породы, 3 – гранитометаморфический слой, 4 – базальтовый слой, 5 – мантия Земли (М – поверхность Мохоровичича), 6 – участки мантии, сложенные породами повышенной плотности, 7 – участки мантии, сложенные породами пониженной плотности, 8 – глубинные разломы, 9 – вулканический конус и магматический канал

2. Верхняя мантия континентов имеет «редуцированную», нечетко выраженную астеносферу.

3. Континенты характеризуются как основным, так и кислым магматизмом. Основной магматизм, который проявляется на континентах и в зонах глубоких разломов, уходящих в мантию, по своему составу отличается от основного магматизма океанов.

Континентальная литосфера сформировалась за счет геосинклинальных процессов, которые и привели к образованию мощного гранитно-метаморфического слоя. В составе литосферы континентов в связи с этим можно выделить области разновозрастной складчатости: от карельской до альпийской. Те области, где складчатые процессы завершились давно, представляют собой платформы, а молодые складчатые области (мезозойские и кайнозойские) являются современными горными странами.

По структуре материки — сложные гетерогенные тела (от греч. heterogenes — разнородный), сформировавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и ее верхней части — земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных стадий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. В пределах материков выделяются относительно устойчивые области, получившие название платформ, и горно-складчатые (геосинклинальные пояса), обладающие большой тектонической подвижностью (мобильностью). Неоднородность строения и развития платформ и мобильных поясов определяет различие их рельефа и позволяет выделить в пределах материков два основных типа геотектур первого порядка — платформенные и геосинклинальные. При более детальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и эпигеосинклинальные области оказываются далеко не однородными по геологическому строению, развитию, возрасту и тектонической активности. Эта неоднородность находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разногопорядка.

Крупнейшими геотектурами первого порядка в пределах материков являются древние платформы и геосинклинальные пояса (см. табл. 2).

Древние платформы в тектоническом плане представляют наиболее древние ядра консолидации современных материков, к которым доращивались более молодые участки суши в результате закрытия геосинклинальных поясов (рис. 9). Это относительно наиболее устойчивые области земной коры, охваченные колебательными движениями малого размаха и малой скорости. Средняя скорость новейших тектонических движений на платформах – 0,07–0,25 мм/год (в складчатых областях – 1–3 мм/год).

Выделяют 10 крупных (основных) древних платформ (рис. ) и ряд более мелких фрагментов (Таримская, Индо-Синийская и др.). В структурном отношении все древние платформы состоят из двух ярусов. Верхний ярус – платформенный чехол – толща слоистых осадочных горных пород, накопившихся в течение фанерозоя. Это свидетельствует о небольшом размахе колебательных движений, вызывавших трансгрессии мелководных морей, сменявшихся затем регрессиями морей. Нижний ярус, или кристаллический фундамент – состоит из гранито-метаморфических пород – гнейсов, кристаллических сланцев и т.д., представляющих собой продукты древнейших складчатостей, которые завершились более 1,5 млрд. лет назад.

Таким образом, все древние платформы имеют кристаллический фундамент архей-протерозойского возраста, его формирование завершилось в докембрийское время. Осадочный же чехол этих платформ, при благоприятном тектоническом режиме, продолжает накапливаться и в настоящее время.

1- 2 -

Рис. 9. Древние платформы (1) и геосинклинальные пояса (2).

Платформы: 1 – Североамериканская, 2 – Восточно-Европейская, 3 – Сибирская, 4 – Южноамериканская, 5 – Африкано-Аравийская, 6 – Индостанская, 7, 8 – Китайская, 9 – Австралийская, 10 – Антарктическая. Геосинклинальные пояса: 1 – Палеоатлантический (1а-1в – Франклинская, Аппалачская, Грампианская геосинклинальные области); 2 – Урало-Монгольский (2а-2б – Урало-Тянь-Шаньская и Монголо-Охотская геосинклинальные области); 3 – Средиземноморский; 4 – Тихоокеанский (4а-4г – Верхояно-Чукотская, Восточно-Австралийская; Кордильерская, Андийская геосинклинальные области)

В рельефе древним платформам соответствуют крупнейшие равнины, (включая отдельные внутриплатформенные горные страны). В зависимости от глубины залегания кристаллического фундамента в пределах платформ выделяются следующие крупнейшие структурные единицы (геотектуры второго порядка): щиты и плиты.

Щиты – участки выхода на поверхность кристаллических пород их называют фундаментом, складчатым основанием или цоколем платформ, осадочные образования в пределах щитов встречаются на небольших изолированных участках и имеют весьма скромные мощности. Для щитов характерно преобладающее в ходе геологического времени поднятие (лишь на короткое время некоторые могли покрываться морем, оставившим мелководные осадки небольшой мощности), господство континентальных условий развития и образование длительно развивающихся поверхностей континентального выравнивания.

Плиты – участки, где породы фундамента погружены на глубину и перекрыты осадочным чехлом, сложенный относительно спокойно залегающими осадочными горными породами. Для плит характерно сплошное развитие осадочного чехла, мощность которого достигает 2-4 км (Прикапийская низменность – более 12 км), что свидетельствует о длительном и устойчивом тектоническом погружении.

Крупнейшими щитами в пределах древних платформ являются: Канадский (Северо-Американская платформа), Балтийский и Украинский (Восточно-Европейская платформа), Алданский и Анабарский (Сибирская платформа), Западно- и Восточно-Бразильский (Южно-Американская платформа), Северо-, Западно- и Центрально-Австралийский (Австралийская платформа) и др. Среди плит можно назвать Северо-Американскую, Русскую и др.

В рельефе щитам соответствуют возвышенности и плоскогорья, вулканические плато, местами на щитах сохранились так называемые остаточные (останцовые) горы древних складчатых сооружений, а плитам – равнины и низменности.

Поскольку поверхность кристаллического фундамента очень неровная, поэтому глубина его залегания существенно варьирует. В одних случаях он образует выступы и залегает вблизи от поверхности, в других – погружается на значительную глубину, тем самым варьируя мощность перекрывающего его осадочного чехла. В зависимости от этого в пределах плит древних платформ выделяют геотектуры третьего порядка: антеклизы и синеклизы.

Антеклизы — крупные и очень пологие поднятия изометричной формы. Их площадь может превышать 60 тыс. км², а углы падения крыльев составляют доли градуса. Мощность осадочного чехла на антеклизах сокращается к своду от сотен до десятков и единиц метров. Наиболее приподнятые участки антеклиз, где фундамент особенно приближен к поверхности, выделяются в качестве массивов и выступов. В Беларуси всю центральную и западную часть страны занимает Белорусская антеклиза в пределах которой выделяют Центрально-Белорусский массив (наиболее возвышенная часть фундамента) и ряд выступов (Бабовнянский и др.).

Синеклизы (от греч. sin – вместе, enklisis – наклонение) — обширные и пологие депрессии изометричной формы и значительной площади (Амазонская синеклиза имеет площадь более 7 млн. км²), глубиной от 2 до 10 км и более, с пологими (в доли градуса) падающими к центру крыльями. Встречаются чаще на плитах (Московская, Балтийская), реже — на щитах (Гудзонова залива и прилегающая низменность). Обычно синеклизы развиваются длительное время — в течение нескольких эр — и заполняются осадочными и вулканогенно-осадочными толщами. Синеклизы, у которых ложе интенсивно погружается по разрывам и развитие сопровождается интенсивным вулканизмом и накоплением осадочно-магматической формации с преобладанием базальтовых покровов (траппов), называются амфиклизами.

Антеклизы и синеклизы являются крупнейшими изометрическими или эллипсовидными структурами, часто объединяющимися в единую область группу сводов или впадин, крупных горстов или крупных грабенов. Они выражены во всех горизонтах пород чехла до самого фундамента и отличаются большой длительностью формирования.

К континентальным тектоническим структурам четвертого порядка относятся прогибы, своды, валы, впадины и седловины.

Прогибы — линейные депрессии литосферы с соотношением длины к ширине более 3:1. К платформенным структурам этот термин применяется редко (Припятский, Днепровско-Донецкий прогибы). Обычно им обозначаются депрессии платформенных окраин (краевые прогибы) и геосинклинальных областей.

Своды – поднятия округлой формы площадью от 10 тыс. км² до 100 000 км², с амплитудой поднятия в несколько сот метров и углами падения крыльев менее 1⁰ и характеризующиеся сокращенной мощностью чехла (до 1-2 км). Часто своды ограничены крупными разломами (например, Ставропольский, Башкирский, Центрально-Каракумский). В процессе своего развития испытывали замедленное, но устойчивое прогибание.

Впадины — депрессии изометричной формы с соотношением длинной и короткой осей менее 3:1. Площадь от 10 000 до 60 000 км² (например, Оршанская, Подляско-Брестская др.). В своем развитии испытали устойчивые нисходящие движения.

В качестве структур сочленения выделяют седловины, перемычки и перетяжки и др., как правило, разделяют (сочленяют) названные выше структуры. В отличие от других тектонических структур говорить о их, как о положительных либо отрицательных можно только по отношению к тем объектам которые они разделяют (сочленяют). К примеру, Полесская седловина по отношению к Подляско-Брестской впадине и Припятскому прогибу, которые она сочленяет, - является положительной, но по отношению к Белорусской антеклизе и Украинскому щиту, между которыми она находится, – она отрицательная.

По отношению к перечисленным геотектурам современный рельеф может представляться унаследованным и обращенным. Причем чем крупнее ранг тектонической структуры, тем отчетливее проявляется унаследованность рельефа. Крупным положительным тектоническим структурам в рельефе дневной поверхности соответствуют положительные орографические образования: возвышенности, плато, плоскогорья, а отрицательным – отрицательные – низменности, котловины и т.д.

Но довольно широко распространены и обращенные формы рельефа (рис. 10), когда антиклинальной складке соответствует эрозионное понижение, а синклинальной складке – возвышенность. Представляется, что чем мельче тектоническая структурная единица, тем больше усложняется строение структур более высокого ранга, - чаще вероятность отдельных форм рельефа быть обращенными. Причем поскольку тектонические структуры малого ранга усложняют строение структур более высокого уровня, поэтому одна и та же форма рельефа по отношению тектонической структуре низкого ранга может быть обращенной, но по отношению к структуре более высокой иерархии – унаследованной и наоборот.

Рис. 10. Унаследованность и обращенность рельефа по отношению к дочетвертичной поверхности

А — герцинские складки (Зап. Саяны); Б — альпийские складки (Керченский полуостров, Крым); антиклинали (1) и синклинали (2), прямо выраженные в рельефе антиклинали (3) и синклинали (4) с обращенным рельефом

Унаследованность рельефа часто определяется плотностью пород, т. е. ядра антиклиналей сложены плотными, а ядра синклиналей — мягкими породами. При этом первичная форма складок может нарушаться процессами денудации.

Развитие обращенного рельефа, особенно на антиклиналях, помимо плотности пород, может быть вызвано повышенной их трещиноватостью в сводовых частях складок и вследствие этого более интенсивным разрушением.

На древних деформациях в зависимости от вещественного состава пород рельеф может иметь промежуточный характер: крепкие или, плотные породы, слагающие ядра или крылья складок, в рельефе будут давать возвышенности, а мягкие — понижения.

Особую группу структур, развитых в пределах платформ, составляют эпиплатформенные орогенные пояса (или активизированные области платформ), краевые прогибы и континентальные рифты.

Эпиплатформенные орогенные пояса являются подвижными поясами, возникшими на длительно развивающихся платформах. Они характеризуются абсолютным преобладанием поднятий, средне- и высокогорным рельефом, сводово-глыбовой структурой и протяженностью в тысячи километров при ширине в сотни километров.

В пределах древних платформ эти пояса представлены тремя типами: перигеосинклинальные, периокеанические, интракратонные.

Перигеосинклинальные орогенные пояса лежат на границах платформ с геосинклиналями. Их образование обусловлено захватом окраин платформ орогенезом в геосинклиналях. К числу перигеосинклинальных орогенов относятся, например, Восточные отроги Скалистых гор США, Анти-Атлас в Африке.

Эпиплатформенные пояса периокеанического типа располагаются на границе платформ с океаническими областями. Например, Аравийско-Африканский пояс — вдоль Индоокеанского побережья Африки, Западные и Восточные Гаты — на Индостанском полуострове, Бразильское и Гвианское нагорья — в Южной Америке.

Интракратонные эпиплатформенные орогенные пояса находятся внутри платформ. Например, нагорья Ахаггар и Тибести в Африке.

Краевые прогибы (передовые прогибы) — крупные сложно построенные депрессии, расположенные на окраинах платформ в зонах их сочленения с геосинклиналями (с незначительным захватом геосинклинальных окраин) и возникающие в период орогенных процессов в геосинклиналях, либо в результате коллизии – лобового столкновения континентальных литосферных плит.

Краевые прогибы почти целиком располагаются на окраинах платформ (перикратонах), занимая и лишь узкие зоны окраин, примыкающих к геосинклиналям.

Краевые прогибы отличаются следующими признаками: 1) это весьма протяженные (сотни и тысячи километров), сравнительно узкие (от нескольких десятков до 100 км) и очень глубокие (до 10 км и более) депрессии; 2) асимметричным строением — имеют очень пологие внешние (платформенные) и крутые внутренние крылья: крутизна первых составляет доли и первые единицы градусов, вторых — десятки градусов до запрокинутого залегания (подворота); 4) относительной выдержанностью состава и мощности пород по простиранию и изменчивостью — вкрест простирания прогиба: мощности пород сокращаются в сторону платформы и в этом же направлении грубообломочные породы сменяются тонкообломочными.

Внутреннее строение краевых прогибов достаточно сложное. Наиболее крупными их элементами являются впадины, депрессии, иногда разделенные поперечными выступами фундамента. В рельефе им соответствуют впадины и низменности: Индо-Гангская, Предаппалачская и др.

Отдельным типом геотектур (структурных элементов земной коры) в пределах платформ, усложняющих структурное строение как щитов, так и плит являются континентальные рифты (рифт — от англ. rift — щель, разлом). Рифтовые зоны отличаются повышенной подвижностью земной коры, высокой сейсмичностью и вулканизмом. При небольшой ширине они вытянуты на многие сотни и тысячи километров. Зарождение рифтов начинается с горизонтального растяжения земной коры под влиянием восходящих движений в мантии (мантийных плюмов), которая, внедряясь в земную кору, приподнимает, дробит и частично перерабатывает ее. Осью рифтовой зоны является узкая тектоническая впадина — грабен (от нем.— ров).

При поступательном рифтогенезе в своем развитии рифт происходит последовательный ряд стадий: внутриконтинентальный (Восточно-Афринанская система разломов) – межконтинентальный (Красноморский, Аденский и Калифорнийский) – срединно-океанический (рис. 11).

Рифтовые зоны на материках — это области деградации континентальной коры, ее перерождения в кору океаническую. Рифтогенез в настоящее время геологи-тектонисты рассматривают в качестве одного из важнейших процессов развития земной коры, сравнимого по своему значению с геосинклинальным процессом.

Рис. 11. Зарождение (А) и развитие (Б) континентального рифта, его переход в межконтинентальный (В), начало (Г) и развитие (Д) спрединга (по В.Е. Хаину)

1 – континентальная кора, 2 – кора «переходного» типа (утоненная и переработанная континентальная), 3 – океаническая кора (вверху – слой осадков), 4 – разогретая и разуплотненная мантия, 5 – континентальные осадки, 6 – эвапориты, 7 – мелководные морские осадки, 8 – щелочные вулканиты, 9 – толеитовые базальты, 10 – нормальная мантия, 11 – вулканы

Рифты, играющие столь важную роль в структуре земной коры, разновозрастны. Древние рифтовые зоны платформ, развивавшиеся на протяжении очень длительного времени, от рифея до кайнозоя, называют авлакогенами (от греч. aulax—борозда, genes — рождающий). На Русской платформе крупнейшим авлакогеном является Припятско-Днепровско-Донецкий, заложенный в рифее, но окончательное обособление которого, сопровождавшееся глубинными разломами кристаллического фундамента, произошло в девоне, а его восточная окраина в конце палеозоя даже подвергалась складкообразованию. Этот и подобные ему древние «борозды» земной коры (Сарматско-Туранский рифт в теле древней Восточно-Европейской платформы и др.) давно уже прекратили свое развитие и сглажены — заполнены осадочными отложениями.

Современные континентальные рифтовые системы были заложены в кайнозое. В их числе – Восточно-Африканская рифтовая система, в Западной Европе – Верхнерейнский грабен, в России – Байкальская рифтовая система (последние находятся за пределами древних платформ).

Геосинклинальные пояса – это мобильные пояса литосферы, в которых в течение тектонического цикла последовательно проявляются вначале силы растяжения и прогибания, затем наблюдается инверсия тектонического режима с образованием горноскладчатых областей, происходит накопление и дислокация, метаморфизм и гранитизация осадочных пород и преобразование геосинклинальных областей в платформенные, а океанических в континентальные, т.е. конструктивный тектогенез. В соответствии с тектоническим режимом развития геосинклинали отличаются огромной мощностью накопленных осадочно-вулканогенных пород, магматизмом, региональным метаморфизмом и сейсмической активностью.

Геосинклинальные пояса обладают следующими признаками: 1) колоссальными размерами – многие тысячи километров длины и многие сотни и тысячи километров ширины; 2) формой – прямолинейные, дугообразные или кольцевые структуры (например, прямолинейным является Средиземноморско-Гималайский пояс, дугообразным – Урало-Монгольский, кольцевым - Тихоокеанский); 3) повышенной проницаемостью литосферы для потоков эндогенного тепла, магматических расплавов и других флюидов; магматизм сопровождает все стадии развития геосинклиналей, на их территории расположена основная масса интрузивных и эффузивных тел; 4) морфотектонической выраженностью: на первом этапе развития геосинклинали представлены морскими впадинами, на втором, заключительном этапе – континентальными высокогорными складчатыми областями и плитами; 5) специфическими «геосинклинальными» формациями; 6) резкими изменениями мощности осадочных пород вкрест простирания геосинклинали и колоссальной суммарной мощностью, иногда достигающие 20-25 км; 7) процессами дислокации, метаморфизма и гранитизации осадочных пород, т.е. процессами их преобразования в консолидированные толщи, способные со временем составить кристаллический фундамент платформ.

Для геосинклинальных поясов характерны большие градиенты скоростей вертикальных движений земной коры и большой их размах (амплитуда), причем эти движения носят резко дифференцированный характер — одни зоны испытывают восходящие движения, а соседние — нисходящие, т. е. смежные зоны, разделенные разломами, движутся во встречных направлениях (глыбово-волновые движения).

Развитие геосинклинальных поясов проходит в несколько стадий:

В начальную стадию (океаническую) геосинклинальный пояс представляет собой единый покрытый глубоким морем широкий прогиб. Для этой стадии характерно опускание земной коры и накопление в прогибах мощных терригенных глинистых и песчано-глинистых осадков, а из вулканических – продукты основного состава.

Вторая стадия (зрелая, или предорогенная) характеризуется продолжающимся прогибанием, накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8–15 км, происходит дифференциация тектонических движений. Геосинклинальная область разделяется на поднятия и прогибы, ограниченные крупными разломами, образуются островные дуги, между которыми на месте впадин располагаются моря и проливы. В прогибы вовлекаются смежные части платформы, слои начинают сминаться в складки. Магматизм проявляется в излияниях лав более кислого состава. Образуются первые интрузивные гранитоиды, начинается формирование континентальной земной коры.

В третьей стадии, (раннеорогенная), общее прогибание геосинклинали сменяется поднятием. Продолжается интенсивная складкообразование, постепенно поднятие охватывает почти всю геосинклинальную область и она осушается, исключение составляют периферические части геосинклинальной, где образуются так называемые передовые (краевые) и межгорные прогибы.

Четвертая стадия, (позднеорогенная), характеризуется значительным усилением восходящих тектонических движений земной коры и крупным сводовым поднятием всех собранных в складки горных пород, образованием хребтов, ускорением погружения передовых и межгорных прогибов, происходит оживление или новообразование разломов и проявление наземного вулканизма. Геосинклинальный пояс завершает свой цикл развития превращением в сложную горно-складчатую область — эпигеосинклинальный орогенный пояс.

С прекращением процессов вздымания высокие горы медленно, разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина – пенеплен – с выходом на поверхность «геосинклинальных корней» в виде глубоко метаморфизованных кристаллических пород. Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклинальный пояс переходит в иной качественный блок земной коры – молодую платформу, т.е. после процессов метаморфизма, гранитизации, дислокации, орогенеза и денудации пород геосинклинальный пояс преобразуется в консолидированное складчатое основание будущей платформы.

Выровненные жесткие глыбы испытывали впоследствии медленные поднятия или опускания. В периоды опусканий на их поверхности в результате трансгрессий отлагались толщи осадочных пород, – так на складчатом основании молодой платформы формируется осадочный чехол.

Примером современного геосинклинального пояса на стадии своего закрытия может служить бывший океан Тетис. В его состав входят морские впадины Средиземного, Черного и южной части Каспийского моря, с окружающими их сложно построенными кайнозойскими складчатыми горными странами. Современный вулканизм и активная сейсмичность указывают на продолжающуюся активность тектонических движений.

Среди геосинклинальных поясов, находящихся на различных стадиях развития в настоящее время кроме Средиземноморского выделяют еще четыре – Тихоокеанский, Атлантический, Арктический и Урало-Монгольский (древний закрывшийся). Они располагаются между древними платформами или на их границе с океаническими областями.

Таким образом, анализ развития геосинклинальных поясов показывает, что геотектурами второго порядка на материках в пределах геосинклинальных поясов являются: горно-складчатые области (орогены) и молодые платформы.

Горно-складчатые области по геодинамическим условиям формирования с позиции тектоники литосферных плит орогены делятся на коллизионные и субдукционные. Первые являются результатом деформации земной коры вызванной столкновением (коллизией) континентальных литосферных плит (Гималаи, Альпы, Кавказ). Вторые образуются в результате субдукции океанических плит под континенты или островные дуги (Анды, Кордильеры). И те и другие представляют сложный комплекс складок горных пород и разделяющих их не менее сложных долин, впадин и котловин – антиклинориев и синклинориев, т.е. геотектур третьего порядка. Примером может служить антиклинории Главного хребта Большого Кавказа. Еще более крупные поднятия, состоящие из нескольких антиклинориев и синклинориев, — мегантиклинории. Они представлены в рельефе горными странами (Большой Кавказ, Альпы, Гималаи).

Еще одной крупной тектонической структурой достаточно широко представленной в складчатых областях являются центральные (срединные) массивы.

Срединные массивы – устойчивые складчато-глыбовые блоки коры субплатформенного типа (обломки областей ранней консолидации). Предполагают, что это массивы более древней складчатой суши, располагавшиеся в пределах геосинклинального бассейна и вовлеченные в общее поднятие, расположенные внутри геосинклинальной области.

В рельефе срединным массивам соответствуют нагорья, которые представляют собой достаточно высоко приподнятые территории, с системой хребтов, но со значительно меньшей расчлененностью рельефа. Таковы Иранское нагорье, нагорье Тибет (южная часть), нагорье Малой Азии и др.

Некоторые нагорья в недавнем прошлом испытали интенсивный вулканизм (Армянское и др.). В ряде случаев срединные массивы заключены между антиклинориями, в таком случае они представлены внутренними плато и плоскогорьями. Такого рода структуры широко представлены между Скалистыми и Каскадными горами на западе США (плоскогорье Юкон, плато Колорадо), между Западной и Восточной Кордильерой Южной Америки (высокогорная Пуна Альтиплано). В случае активного эксплозивного вулканизма и заполнения лавами отрицательных форм предшествующего рельефа, на месте таких срединных массивов формировались лавовые (трапповые) плато (Колумбийское плато более 500 тыс. км² высотой от 400 до 1800 м., плато Фрейзер, Снейк, Южная часть Мексиканского нагорья). Излияния лав начались здесь в олигоцене (поздний палеоген) и продолжались с перерывами в течение 15 млн. лет вплоть до плейстоцена.

Неотъемлемым элементом мегарельефа горных орогенов образующих сложную систему синклинориев являются межгорные котловины и впадины (Куринская, Колхидская, Рионская, Средне-Дунайская и др.). Они отвечают наиболее опущенным частям складчатого пояса, располагаются на несколько тысяч метров ниже окружающих их гор и обычно заполнены мощной толщей рыхлых отложений пролювиального, аллювиального или флювиогляциального происхождения.

Еще одним элементом геотектур горных сооружений особенно альпийского тектогенеза являются предгорные краевые прогибы, представляющие собой участки соседних платформ, втянутые в зону геосинклинального тектогенеза и испытавшие значительное прогибание. В современном рельефе они выражены предгорными аккумулятивными равнинами (Месопотамская, Индо-Гангская, Кубанская, Терская, Поданская низменности и др.). Поскольку краевые прогибы почти целиком располагаются на окраинах платформ (перикратонах) и захватывают лишь узкие зоны внутренних окраин, примыкающих к геосинклиналям, их более подробная характеристика дана при рассмотрении геотектур древних платформ.

Молодые платформы (плиты) Образуются в условиях активной денудации орогенных поясов в условиях последующих нисходящих тектонических движений с трансгрессий морей. В результате складчатое основание (корни гор) перекрывались толщами осадочных пород, – так на складчатом основании молодой платформы формируется осадочный чехол.

Подобно древним платформам молодые также имеют двухслойное строение, однако кристаллический (складчатый) фундамент этих платформ значительно моложе – палеозойского возраста. В зависимости от эпохи тектогенеза в которую сформировался их кристаллический фундамент, их называют эпипалеозойскими (эпикаледонские, эпигерцинские) от греч. epi – после, над. В рельефе им соответствуют равнины, низменности, реже - плоскогорья: Туранская и Скифская плиты, Западно-Сибирская, Примексиканская и Приатлантическая низменности, Патагонская равнина, Казахский мелкосопочник и др.

Поскольку молодые платформы имеют такое же строение, как и древние, обладают сходным тектоническим режимом поэтому для них характерен и сходный набор геотектур, это синеклизы; антеклизы; краевые прогибы, впадины, седловины, континентальные рифты и др. Однако, в силу того, что располагаются молодые платформы, как правило, на периферийных окраинах древних платформ, и обрамляются геосинклиналями, поэтому здесь наиболее широко представлены краевые (передовые) прогибы, образование которых связано с орогенными процессами в геосинклиналях, либо с проявлением коллизии – лобового столкновения континентальных литосферных плит.

Кроме того в связи с интенсивными процессами складкообразования которые в фанерозое и особенно в неогене имели глобальный характер на молодых эпипалеозойских платформах (в отличие от более устойчивых докембрийских платформ, сохранявших стабильность) более широкий размах получили эпиплатформенные орогенные пояса. Ряд крупных регионов эпипалеозойских платформ испытывал серьезную перестройку, выразившуюся в общем сводовом поднятии древних пенепленизированных складчатых сооружений, глубоких разломах и крупных вертикальных перемещениях глыб относительно друг друга.

В результате вторичного эпиплатформенного орогенеза возникают складчато-глыбовые горы (возрожденные горы). Классический пример – Тянь-Шань, Аппалачи, Уральские горы, где возрождение горного рельефа произошло во время альпийского орогенеза. С горными системамами сбросового типа при вторичном эпиплатформенном орогенезе связывают образование горст-антиклинориев и грабен-синклинориев. Примером могут служить герцинские системы Средней Европы, в частности грабен долины Рейна, и горсты – Шварцвальд и Вогезы.