Основные черты морфоструктуры материков
Морфоструктуры являются одной из основных групп таксонов генетической классификации рельефа предложенной И.П. Герасимовым и Ю.А. Мещеряковым. Формирование морфоструктур – результат совместного действия эндо- и экзогенных процессов при ведущей роли первых, поскольку интенсивность и направленность экзогенных процессов определяется характером тектонических движений. Элементы морфоструктуры осложняют поверхность геотектур.
Формирование различных типов морфоструктур определяется соотношением между работой экзогенных агентов, с одной стороны, и характером и интенсивностью движений земной коры - с другой. Устойчивые нисходящие тектонические движения способствуют аккумуляции материала, интенсивные восходящие движения обуславливают превоалирование денудационных процессов. Поэтому в зависимости от направленности и интенсивности тектонических процессов, и их сочетания с экзогенными процессами выделяют специфические типы морфоструктур.
По представлениям А. Пенка (в дальнейшем развитых Г. Брауном), возможны три рода таких соотношений.
1. Интенсивность подъема участка суши больше, чем денудация - в таком случае поверхность суши повышается. Хотя в этом случае возможны варианты, в зависимости от скорости и амплитуды подъема и интенсивности денудации.
2. Денудация и тектонический подъем взаимно уравновешиваются – в таком случае видимого (ощутимого) подъема рельефа не будет наблюдаться.
3. Суша опускается - в этом случае общий уровень территории испытывает понижение и происходит аккумуляция материала.
Исходя из этого наиболее распространенным типом рельефа докембрийских и эпипалеозойских платформ являются платформенные равнины –– выровненные участки поверхности с небольшим превышением относительных высот, соответствующие устойчивым участкам суши (платформам). Основными типами морфоструктур платформенных областей являются денудационная, аккумулятивная и денудационно-аккумулятивная (рис. ).
Рис. 16.1. Схема распространения морфоструктур платформенных равнин:
1 – дислоцированные породы фундамента; 2 – разновозрастные отложения осадочного чехла платформы; 3-4 – четвертичные отложения (3 - морены, 4 – флювиогляциальные, аллювиальные, дельтовые, морские)
Денудационная морфоструктура платформ формируется в условиях восходящих движений участков земной коры. Они практически полностью лишены четвертичного покрова либо он маломощен и распространен фрагментарно. В рельефе денудационные участки платформ обычно представлены высокими (возвышенными) равнинами (абс. выс. от 200-500 до 1000 м и больше), плато, плоскогорьями.
В пределах денудационный типа морфоструктур в зависимости от того какие геотектуры подвергаются процессу денудации выделяют: собственно денудационный, цокольный и пластовый подтипы.
Собственно денудационная морфоструктура встречается относительно редко и формируется на месте разрушения гор (складчатых областей) в условиях, когда медленный тектонический подъем уравновешивается экзогенной денудацией. Поверхность денудационных равнин представляет нижний складчатый этаж платформ, имевший в далеком прошлом горный рельеф, а затем превращенный процессами денудации в пенеплен.
В орографическом плане участки платформ с собственно денудудационной морфоструктурой представлены плоскогорьями, высокими платообразными равнинами, мелкосопочником с кряжами, отдельными массивами и хребтами. В качестве примера можно назвать Казахский Мелкосопочник, Восточную часть Гоби, северные предгорья Аппалачей и др.
Цокольная морфоструктура характерна для щитов древних платформ, где на поверхность выходят породы кристаллического фундамента архей-протерозойского возраста. В орографическом плане цокольной морфоструктуре соответствуют возвышенности, плато, плоскогорья. В облике морфоскульптуры цокольных равнин проявляется горизонтальная физико-географическая зональность обусловленная особенностями их зонального положения и климатическими условиями.
В зависимости от преобладающих процесоов они могут быть представлены ледниковой экзарационной морфоскульптурой (Лаврентийская возвышенность и равнины Фенноскандии в пределах Канадского и Балтийского щитов), флювиальной экзарационной (столовые плато – тепуи и шапады в пределах Гвианского и Бразильского щитов, плато Тибести). В условиях аридного климата для цокольных равнин характерна эоловая морфоскульптура, представленная каменистыми пустынями – гамадами в которых распространены корразионно-дефляционные процессы и формируются останцовые возвышенности и котловины выдувания.
В отдельных случаях рельеф цокольных равнин может быть представлен вулканической морфоскульптурой (базальтовые плато Восточной Сибири, плато Декан в Индии и др.), а на дислоцированных твердых породах разного возраста, выходящих на поверхность формируются кряжи – возвышенности, расчлененные эрозией со сглаженными формами рельефа, абсолютной высотой до 300-400 м (Донецкий, Тиманский кряжи и др.).
Пластовая морфоструктура приурочена к антеклизам и другим более мелким положительным геотектурам платформ, сложенным отложениями палеозойского, мезозойского и отчасти кайнозойского (не четвертичного) возраста, для которых на протяжении своей истории было характерно чередование восходящих и нисходящих тектонических режимов.
Формирование пластового подтипа морфоструктур становится возможным при горизонтальном и близком к нему залегании слоев геологическо субстрата и наличия среди них относительно устойчивых пород (известняков, песчаников, базальтовых покровов). При этом формируются обширные пластовые равнины или структурные (столовые) плато (угол наклона бронирующего слоя – 0-2о), часто расчлененные эрозией (Бугульминское плато в Предуралье, плато Колорадо в Северной Америке), либо базальтовые плато (плато Фрейзер, Колумбия, Снейк и др.).
В случае моноклинального (с наклоном в одну сторону) залегания пластов горных пород различной твердости (рис. ) формируются куэсты (угол наклона слоев – до 10-12о); (куэсты Парижского и Лондонского бассейнов, Верхней Параны, Великих равнин Северной Америки, куэста Беш-Кош в Крыму и др.). При значительном падении пластов пород (угол наклона более 12о) образуются гряды (моноклинальные гребни), отличающийся более симметричным строением.
Склоны денудационных равнин, плато, кряжей и других возвышенностей характеризуются ступенчатостью, обусловленной неравномерностью проявления тектонических движений и процессов денудации. Эти ступени представляют собой разновозрастные поверхности выравнивания – педименты, педиплены, а также структурные, эрозионные или абразионные террасы, сформированные в различные циклы развития рельефа. Возраст рельфа поверхности денудационных равнин определяется от олигоцена до четвертичного периода. Для денудационного рельефа платформ обычно, за редким исключением, характерно прямое (унаследованное) соотношение рельефа с тектоническими структурами.
Рис. . Формы рельефа обусловленные литологией и особенностями залегания пород (по М. Ю. Никитину):
а – при горизонтальном залегании; б – моноклинальные при пологом наклоне; в – при крутом наклоне; 1 – известняки; 2 – базальты; 3 – глины; 4 – аргиллиты и алевролиты
Аккумулятивная и денудационно-аккумулятивная морфоструктура отличается хорошо развитым покровом осадочных отложений четвертичного возраста, полностью скрывающим докембрийский и эпипалеозойский складчатый фундамент платформ. В тектоническом отношении они приурочены к продолжающим развиватьсяи в настоящее время отрицательным структурам платформ – синеклизам (на Восточно-Европейской платформе – Мезенская, Прикаспийская, значительная часть Западно-Сибирской низменности, Амазонская низменность, Береговые низменности Северной Америки и др.), а также новейшим прогибам (Приднепровскому, Припятскому и др.).
Это низменные равнины различного генезиса: ледниковые (гляциальные), водно-ледниковые (флювиогляциальные зандровые), озерно-ледниковые, ледниково-морские, образовавшиеся во время четвертичных оледенений и их последующей деградации; аллювиальные, морские, аллювиально-морские, озерные на Восточно-Европейской, Скифской, Западно-Сибирской, Туранской, Северо-Американской и других платформах; эоловые равнины в пустынях на Туранской и Таримской патформах Центральной Азии и Африки, Индостана, Австралии и др.
В зависимости от генезиса рельеф аккумулятивных равнин бывает ступенчатым, с развитием разновозрастных вложенных друг в друга террас (морские, озерные, аллювиальные и водно-ледниковые равнины), либо грядово-холмистым (ледниковые равнины), или грядово-бугристым и ячеистым (рельеф песков эоловых равнин).
В зависимости от возраста такой рельеф в различной степени расчленен и денудирован. Собственно аккумулятивными являются, по существу, самые молодые неоплейстоцен-голоценовые равнины в пределах которых еще идет аккумуляция отложений. Средне- и раннеплейстоценовые и более древние равнины обычно уже в различной степени эродированы и относятся к эрозионно- либо абразионно-аккумулятивным, т.е. являются денудационно-аккумулятивными (рис. ). Многие из них приурочены к положительным геотуктурам мелкого ранга — сводам, валам, структурным выступам и др. в пределах синеклиз.