Факультет

Студентам

Посетителям

Тектоорогения Средиземноморской, или Евразиатской, складчатой зоны

Горные сооружения Средиземноморской, или, точнее, Евразиатской, складчатой зоны располагаются в северном полушарии и протягиваются в широтном направлении через всю Евразию от Атлантического до Тихого океана.

На этом огромном протяжении ширина складчатой подвижной зоны составляет на западе, включая область Средиземного моря — 2600 км по 30° в. д. — устье Нила — устье Дуная — 1700 км, 40° в. д.— Сирийскую пустыню — Ростов — 1600 км, около 78° в. д. — Дели — Тибет — 450 км, около 90° в. д. Брахмапутра — оз. Байкал — 3000 км. В этой части гетерогенная Евразиатская зона имеет наибольшую ширину. Она включает активизированные структуры от докембрийского до кайнозойского возраста. Восточнее евразиатские структурные элементы сочленяются с тихоокеанскими и образуют расходящийся веер хребтов, между главными направлениями которого расположены докембрийские кристаллические массивы.

С юга Евразиатская подвижная зона ограничена жесткой рамой, буфером, включающим Африканский, Аравийский и Индийский массивы. Разломы рамы и связанные с ними горизонтальные сдвиги массивов определяют особенности очертания зон сочленения платформенных и складчатых элементов тектоносферы. В западной, европейской, части Евразиатской зоны расположение складчатых горных сооружений обусловлено также поднятиями океанической земной коры дна Средиземного, Черного и Каспийского морей.

Структурно-геоморфологический анализ дает основание полагать, хотя для этого предположения нужны еще другие доказательства, что в Средиземноморье до Альпийской орогении располагалась система островов, которые прослеживаются в структуре региона. Выделялось две ветки островной суши: южная включала узловые структуры — острова — Иберийский, Тирренский (Сардинию), Сицилийский, Аппенинский, Балканский и Анатолийский, северная включала массивы — острова Добруджа, Крым, Кавказ и Иранское полинезийное нагорье. Последние две структуры связывал Армянский вулканический массив. Межостровная депрессия протягивалась от восточной части Средиземного и Черного морей до Аравийского. Связь между ними была нарушена северо-восточным сдвигом Аравийского щита, определившим все главные черты современной структуры и рельефа Северо-Восточной Африки и Юго-Западной Азии. Взаимовлияние рамы, островных массивов и выступов океанической земной коры обусловило также особенности внутренней тектоорогении рассматриваемой части подвижной зоны.

В западной части Средиземноморья альпийские горные сооружения мозаично расположены и представляют собой преимущественно окаймляющие островные системы. Краевой структурой считается лишь складчатая система Атлас на северо-западе Африканской платформы. К окаймляющим более древним ядрам относятся Пиренеи, горы Сьерра-Невада, Западные Альпы, Аппенины, Динариды, Балканы. Изолированно возвышаются Крым и Кавказ.

Восточнее от проливов, соединяющих Черное море со Средиземным, альпийские складчатые сооружения Евразиатской складчатой зоны собраны в пучки или гирлянды, выпуклые на юг. С запада на восток к ним относятся Анатолийское нагорье в Малой Азии, протягивающееся до Армянского вулканического узла, Горная система Эльбрус, между Армянским узлом и Нишапуром. К юго-востоку здесь протягивается система хребтов Загрос, представляющих собой краевые образования. Следующий на восток пучок — Копет-Даг — Паропамиз — Гиндукушская система — прилегает к Памиру и далее идет Гималайская гирлянда, к которой примыкает меридиональная ветка островных сооружений на границе Индийского и Тихого океанов. На всем протяжении складчатой зоны структурные пучки хребтов зажаты в расселинах докембрийской рамы, с которой образует надвиго-подвиговые тектонические контакты.

Вся Евразиатская подвижная зона включает структурные области байкальского, каледонского, герцинского, киммерийского и альпийского горообразования. В связи с мпогофазностью структурообразования большинство горных хребтов Евразиатской подвижной зоны характеризуется многоэтажностью структуры. Количество этажей в отдельных горных сооружениях и областях неодинаково, и степень переработки предшествующих структур в их пределах разная. Многоэтажность складчатых сооружений так или иначе отражается в их рельефе. В связи с многофазностью горообразования в отдельных участках подвижных зон тектоносферы, одновременно с формированием новых структурных этажей, происходило омоложение отдельных горных систем и горных областей. В результате этого процесса возникли глыбовые горы и целые активизированные области, рассмотренные нами на примере структуры Центральной Азии.

Тектоорогения складчатых областей разного возраста различается в основном степенью выравнивания их горного рельефа и положением поверхностей выравнивания отдельных блоков и частей, являющихся важным критерием тектонической активности подвижных зон. Тектоорогения складчатых структур наиболее полно выражена в альпийских горных сооружениях.

К островным складчатым сооружениям относятся Крым, Карпаты, Кавказ, Пиренеи и др. Тектоническая история их прослеживается в структуре и рельефе.

Крымские горы образуют полуостров в северной части Черного моря. Узкой полоской суши полуостров причленен к материку в районе Перекопа лишь в плейстоцене. С прилегающими структурами Добруджи Крымские горы не сочленяются. С Кавказом их геоморфологически соединяет Керченско-Таманская складчатая область — пример межостровных структур.

Многоэтажная структура Крыма отражена и его рельефе. Первичная структура гор не сохранилась. Она полностью переработана последующим структурообразованием.

От древних геологических тел сохранились лишь массы валунов, составляющих мощные толщи конгломератов мезозойского возраста. В восточной части Южного берега Крыма на склонах гор вследствие разрушения конгломератов образовались валунные россыпи.

Последующий, герцинский, этаж в Крыму также почти полностью переработан в эпоху киммерийского структурообразования. Реликты герцинских структур сохранились в виде экзотических скал в зоне клиппенов, протягивающейся в северной части гор от Салгира до Альмы. Особенно хорошо клип иены выступают в верховьях р. Бодрака. Скалы сложены верхнепалеозойскими известняками, залегающими среди песчано-глинистых и вулканогенных отложений мезозойского возраста. Как более устойчивые, глыбы известняка выступают над поверхностью денудации окружающих пород и составляют главные черты рельефа гор. Серые массы клиппенов среди покрытых кустарником округлых вершин резко вписываются в горный ландшафт.

Зоны клиппенов в складчатых горных сооружениях — довольно распространенное явление в складчатых горных странах. Они известны в Карпатах, Альпах, на Памире, в Каледонских горах и др. Во всех случаях отторженцы представляют собой самостоятельные элементы рельефа и занимают определенное место в ландшафтах горных стран.

В Карпатах герцинский структурный этаж имеет самостоятельное значение. Он представляет там Раховский, или Мармарошский, массив, занимающий центральную часть Восточных Карпат. Его структура и рельеф характерны для глыбовых, омоложенных гор. Вершинная поверхность выравнивания приподнята в нем более чем на 2000 м. Она расчленена глубокими долинами, ограниченными хорошо выработанными пологими склонами. С прилегающими структурами Раховский массив обычно имеет надвиговые контакты, уступами выступающие в рельефе.

Современный облик Крымских гор создают киммерийский и альпийский структурные этажи. Первый из них составляет ядро Крымского полуострова и за пределы гор не распространяется. В строении киммерийского структурного этажа главное место занимает песчаниково-сланцевая флишевая таврическая серия триасово-юрского возраста, вмещающая многочисленные малые интрузии. К рассматриваемому структурному этажу относятся также линзы известняка раннеюрского возраста. Мощные толщи средней юры залегают полосами, с юго-запада на северо-восток и как бы окаймляют, частично перекрывая, таврическую серию. В составе среднеюрских отложений Крыма распространены толщи глинистых сланцев с прослоями песчаников, вулканогенная толща, сланцево-песчаниковые слои и мощные толщи конгломератов. Верхнеюрские отложения, частично входящие в состав киммерийского структурного этажа, включают толщи конгломерата, флиша и карбонатных пород. Взаимоотношение их в восточной части Крыма свидетельствует о сносе материала для осадкообразования с возвышенных островов, уже существовавших в районе Алушты — Феодосии.

В эпоху киммерийского осадкообразования на север от Крыма образовался о-в Тарханкут. Ядро его составляют формации, аналогичные по составу отложениям таврической серии Крымских гор. Структуры киммерийского этажа Крымских гор прослеживаются в рельефе Южного берега Крыма и в меньшей степени в пределах северных предгорий. Для этого этажа можно выделить главные геоморфологические черты. Обнажения складчатой песчаниково-сланцевой таврической серии создают ландшафты дурных земель, как можно наблюдать между Алуштой и Судаком. В последнем районе большое геоморфологическое значение имеют обнаженные денудацией известняковые коралловые рифы, крутыми горами поднимающиеся над поверхностью их известнякового ложа.

Особое место в геоморфологии Крыма занимают вулканогенные образования киммерийского этажа, представленные руинами вулканических сооружений и интрузиями. Руины вулкана юрского времени в районе Карадага составляют главные черты тектоорогении побережья в этом районе. Вулканические породы выступают между Карадагом и Судаком, Ялтой, Алупкой и мысом Айя, а также на северном склоне у Симферополя, в бассейне Бодрака и др. Однако наиболее показательны для тектоорогенпи киммерийского структурного этажа Крыма интрузии. Между Гурзуфом и Алуштой они прорезают слои таврической серии и погружаются в юрские отложения. Возраст их принято считать среднеюрским.

Для интрузивной тектоники Крыма характерны очень многочисленные небольшие интрузивы. Большинство их представлены диоритом и кварцевым диоритом. Они имеют округлые, каплевидные очертания и сглаженную поверхность остывания. Многие из интрузивов обнажены денудацией и составляют главную особенность рельефа. Из них Партенит резко изменяет направление береговой линии, а веем известный Аю-Даг (Медведь-гора) составляет главную особенность геоморфологии Южного берега Крыма.

Такое же значение в геоморфологии складчатых областей, как и в Крыму, интрузии магматических пород имеют на Северном Кавказе, в некоторых районах Тянь-Шаня, в Северной Америке и других горных сооружениях. На Северном Кавказе малые интрузии образуют неповторимый геоморфологический ансамбль Пятигорска.

В Карпатах киммерийский структурный этаж почти полностью переработан альпийской складчатостью. Стратиграфически он охватывает отложения триасовой и юрской систем, представленных вулканогенными, терригенными и карбонатными отложениями. Прослеживаются реликты киммерийских структур лишь в виде отторженцев в зоне клиппенов.

Тектоорогения Крыма наиболее полно отражается в особенностях альпийского структурного этажа. Стратиграфические границы его включают слои от поздиемезозойского до плейстоценового возраста. Выделяются Крымский, Тарханкутский и Керченский тектоорогенические районы, отличающиеся морфоструктурой, но представляющие собой синтектонические образования.

В структуре альпийского этажа Крыма преобладают известняки, составляющие также особенности его рельефа. Поверхность Крымских гор отражает залегание мощных толщ известняков позднеюрского возраста. Они броней покрывают подстилающие структуры. Образуют мощную моноклиналь, слабо наклоненную на север. Местами известняки смяты в пологие складки. На юге известняковая броня Крымских гор срезана разломами и поднимается грандиозным обрывом над Южным берегом. Местами обрыв усложнен гигантскими оползнями. Над всем побережьем поднимается вершина Ай-Петри, представляющая коралловый риф. Вся поверхность известняковых гор усложнена многочисленными и разнообразными формами карста. Горы расчленены на отдельные массивы разломами, с которыми связано расположение речных долин. Такими массивами являются Чатыр-Даг, Долгоруковская яйла и др. У внешнего края гор известняки образуют расчлененную гряду, отдельные массивы и горы на водоразделе рек Биюк — и Кучук-Карасу, а также юго-восточнее Белогорска. Наиболее примечательна среди этих элементов рельефа гора Агармыш у Старого Крыма.

В северной части гор меловые и палеогеновые слои залегают моноклинально, постепенно погружаясь на север под более молодые напластования. Обращенные на юг головы пластов известняка образуют крутые скалистые склоны. Куэстовый рельеф особенно показателен на запад от Симферополя. У пос. Соколиного хорошо выражен бронированный рельеф. Мощная толща мела прикрыта здесь полого залегающими пластами палеогенового известняка. Расчлененные эрозией на отдельные массивы куэсты образуют останцовые возвышенности, часто напоминающие развалины каменных сооружений.

На севере Крымского горного островного сооружения слои, погружаясь в межостровной прогиб, замещаются другими фациями и непосредственно дальше не продолжаются. Частями прогиба являются Евпаторийская и Азово-Кубанская (Индольская) впадины, разделяемые подземным порогом, расположенным на глубине около 800 м. Северный склон Евпаторийской впадины, прилегающей к Тарханкуту, срезан разломами и имеет блоковое строение. К опущенным участкам приурочены долины. В одном из грабенов расположен лиман Донузлав, вытянутый в северо-восточном направлении.

В северо-западной части полуострова, параллельно Крымским горам, протягивается Тарханкутская структура. В ее строении принимают участие отложения мезозойского и кайнозойского возраста. Они образуют общее сводовое поднятие, в ядре которого залегают меловые и более древние отложения. Амплитуда поднятия кровли мела превышает 300 м. Сводовое поднятие погружается на восток-северо-восток и запад-юго-запад. На западном продолжении его расположена антиклинальная складка, далеко выступающая в Черное море. Северное и южное крылья Тарханкутской структуры опускаются одинаково круто. Они усложнены вторичными складками. С севера располагается Перекопский краевой прогиб.

В рельефе Тарханкутский свод выступает как пологий вал, протягивающийся в направлении простирания складки. В западной части эта структура, выступая далеко в море, образует Тарханкутский полуостров, разделяющий Каркинитский и Евпаторийский заливы.

Отдельный тектоорогенический район представляют собой Керченская и Таманская складчатые структуры. Он лежит в крайне подвижной зоне сочленения глубинного поднятия океанической земной коры дна Черного моря и регионального погружения Приазовья — Азово-Кубанской впадины, в которую Керченско-Таманский район впячивается. Это межостровная структура, перемычка, сочленяющая горные массивы Крыма и Кавказа, с которыми район связан как синтектоническое образование; один из наглядных примеров расширения островной материковой коры в процессе складкообразования в межостровных геосинклинальных бассейнах.

В строении Керченского полуострова принимают участие палеогеново-неогеновая песчано-глинистая, майкопская флишоидная серия, известняково-мергельные отложения неогенового возраста и песчано-глинистые лиманно-морские четвертичные образования. Слои осадочных отложений смяты в складки, усложненные разломами. Ведущей тектоорогенической формой полуострова является Парпачский разлом и связанный с ним Парпачский гребень. В строении его выделяется толща чокракского известняка, образующего моноклиналь, протягивающуюся на восток и северо-восток почти через весь полуостров. Северный склон моноклинали усложнен флексурами и мелкой складчатостью. Вдоль гребня прослеживаются сдвиги и местами надвиги. Гребень выражен в рельефе в виде крутой гривки или выступает стеной, как в районе Марфовки.

Севернее Парпачского гребня размещается четыре полосы антиклинальных структур, разделяемых синклинальными прогибами. Складки удлинены, слегка наклонны или опрокинуты на север. Со многими из них связано расположение грязевых вулканов. Южнее Парпачского разлома располагается два ряда антиклинальных складок и между ними синклинальный прогиб. В ядре большинства антиклиналей залегают глины майкопского возраста. Свод многих антиклиналей вдавлен; он имеет наложенную мульду, которая обычно заполнена осадками. Отдельные антиклинали очень сильно разрушены эрозией и образуют инверсионный рельеф. Это хорошо выражено на Керченской антиклинали.

Складчатая структура Керченско-Таманского района обусловливает главные черты его рельефа. Антиклинали возвышаются грядами, протягивающимися в восточном, северо-восточном направлениях. Обнаженные денудацией слои известняков представляют собой скалистые гребни и гривки, вытянутые по простиранию структур.

В районе Керчи они увенчаны древними курганами, органически вписывающимися в холмистый пейзаж. Синклиналям в рельефе соответствуют понижения с плоским аккумулятивным рельефом. Многие из них — это озерные котловины, вмещающие озера или солончаки.

В целом рельеф Керченского складчатого района определяется его структурой, только в незначительной степени измененной экзогенными факторами. Это одно из веских доказательств тектоорогенической юности страны.

Примером островной структуры и рельефа альпийского складчатого сооружения в Средиземноморье служат также Пиренеи. Эта горная страна вытянута почти в широтном направлении от Бискайского залива Атлантического океана на западе до Средиземного моря на востоке. Окаймление их представляют герцинские структуры, от которых Пиренеи отделяются на севере Пиренейским предгорным прогибом и Аквитанским бассейном, а на юге — прогибом Эбро и Арагонской синклиналью. Оба прогиба являются структурным продолжением Бискайского и Лионского заливов, отложения которых были захвачены альпийской складчатостью. Протяженность гор около 450 км, ширина 20—110 км. В центральной части Пиренеи поднимаются до 3404 м над уровнем моря — пик Апето, пик Миди-д’Оссо — 2886 м (по-видимому, это остаток потухшего вулкана). В его окрестностях известны излияния дацитов пермского возраста.

По современным представлениям (Кастерас, 1964), структура Пиренеев имеет зональное строение. Здесь выделяют зоны: осевую, северопиренейскую, предгорную, или Малые Пиренеи, южную Пиренейскую, Арагонскую синклиналь, зону Сьерр и прогиб Эбро.

Осевая, или палеозойская, зона протягивается почти на 300 км при ширине около 30 км. Состоит она из нескольких массивов, в строении которых принимает участие древний комплекс кристаллических сланцев, очковых гнейсов, мигматитов н гранитов, возникших в процессе «одного из эпизодов общей гранитизации». Мощность этих образований около 3000 м. Последующий инфрапалеозойский метаморфический комплекс составляют филлиты, серицитовые сланцы и прослои зеленого мрамора, возможно, кембрийского возраста, кварциты и конгломераты ордовика. Суммарная мощность этих отложений 4000 м. Вышележащая палеозойская толща возрастом от карадока до среднего карбона слабо метаморфизована, представлена внизу сланцево-песчаниковой формацией, выше — битуминозными сланцами, грауваковыми, известняковыми сланцами, известняками, красными пятнистыми мраморами, трепелом с фосфатными конкрециями и сланцево-песчаниковой серией вверху. Эти отложения деформированы герцинской складчатостью, собраны в большие складки и расчленены разломами на блоки. С ними связаны интрузии гранитов. Гнейсовы блоки сопровождают осевую зону с севера и юга. Постгерцинские отложения представлены позднепалеозойскими угленосными и пермскими континентальными красными песчаниками и связанными с ними мелафировыми потоками, глинами и конгломератами, относящимися к покрову.

Последующие отложения окаймляют осевую зону. На севере, в краевом прогибе и прилегающей части Аквитанского бассейна, послегерцинские отложения, смятые в складки, образуют предгорья Пиренеев. В их составе выделяются морские отложения среднего триаса, гипсоносные и соленосные слои верхнего триаса, включающие интрузии офитов. Выше залегают известняки и известняково-глинистые отложения досеноманского возраста. Местами эти отложения мраморизованы или превращены в слюдистые роговики. Рассматриваемый комплекс отложений дислоцирован в позднем мезозое и частично представляет киммерийский структурный этаж.

Сеноманские и последующие отложения залегают трансгрессивно на подстилающих толщах.

В Южно-Пиренейской зоне на породах основания лежит толща триасовых, юрских и меловых отложений, образующих пологую складчатость и флексурные перегибы. Несогласно на них местами налегают слои эоценового и олигоценового возраста. В строении южных предгорий Пиренеев толщи верхнего палеозоя и триаса сильно дислоцированы.

Альпийский структурный этаж сложен породами от сеноманского до эоценового возраста. В западной части южного склона развит надвиг, переходящий в покровы. В районе Гаварии и Мон-Пердю меловые и миоценовые отложения смяты в складки, опрокинутые к югу на эоценовую синклиналь Арагона.

Поднятия времени альпийской складчатости в осевой части Пиренеев сопровождались мощными продольными и поперечными разломами и расчленением страны на блоки, в различной мере подвижные. Многие структуры верхних этажей при этом были опрокинуты на юг.

В результате интенсивных поднятий и тектонической денудации возникли надвиги и покровы от осевой зоны к подножию гор. Такое строение характерно для горных массивов океанических островов.

Рельеф Пиренеев типичный для высокогорных районов складчатой зоны. Основную черту его составляет поверхность выравнивания, протягивающаяся на высоте 1800 м. Она образована в досеноманское время. Над поверхностью выравнивания горные массы образуют острые гребни, резко очерченные пики, глубокие ущелья, характерные для «альпийского» рельефа.

Центральная часть Пиренеев выше 3000 м на южном склоне и 2400—2800 м на северном покрыта вечным снегом. В плейстоцене снеговая линия располагалась намного ниже. Многочисленные долинные ледники, особенно на северном склоне гор, сыграли очень большую роль в выработке характерных особенностей ландшафтов этой горной страны. Широко развиты в Пиренеях также карстовые формы, закономерность распространения которых необходимо еще изучать.

Кавказ — высокогорная страна, структуру и рельеф которой можно считать типичными для складчатых сооружений. Эта островная система, ограниченная на севере Предкавказским прогибом, а на юге — Куринской и Рионской впадинами. Последние структурно связаны с прогибами над глубинными поднятиями океанической коры на дне восточной части Черного и на южной — Каспийского морей. По отношению к глубинным подкоровым выступам Кавказские горы смещены на север. Будучи прижатыми к Большому Кавказу, структуры Малого Кавказа соединяют его с Армянским нагорьем, занимающим узловое положение между Средиземноморским и Черноморско-Каспийским глубинными поднятиями. Протягиваются Кавказские горы с запада — северо-запада на восток — юго-восток между Черным, Азовским и Каспийским морями. Длина хребта около 1500 км, ширина 160—180 км.

Кавказ объединяет систему хребтов, осевую часть которой составляет Главный, или Водораздельный, хребет. Центральная часть его между Эльбрусом (на западе) и Казбеком (на востоке) поднимается более чем на 5000 м над уровнем моря. Высочайшая вершина гор и всего материка Европы — Эльбрус (5633 м), как и Казбек (5047 м), — это угасший вулкан. Хребты, прилегающие к Главному хребту, выше снеговой линии не поднимаются.

В строении Кавказа, по современным представлениям (Милановский, Хайн, 1964), принимают участие отложения различного возраста. Породы докембрия составляют ядро гор между долинами рек Пшеха и Терек, а также участвуют в строении Дзирульского массива в, Закавказье. К ним относятся осадочно-вулканогенные образования, гнейсы, сланцы, кварциты, мрамор и другие, включающие интрузии ультрабазитов и более поздних гранитоидов. Эти отложения составляют нижний структурный этаж, сильно дислоцированный к началу палеозоя.

В среднем и позднем палеозое на северном склоне островного массива накоплялась мощная спилито-кератофировая формация и возникали интрузии гипербазитовых пород. В конце палеозоя образовались плутоны красного гранита. Средний и верхний карбон на Центральном Кавказе представлен континентальными угленосными формациями с проявлением вулканизма. Пермь и триас характеризуют красноцветные обломочные отложения, выполняющие внутригорные впадины. Эти образования имеют нарушенное залегание, их происхождение связывается с герцинской складчатостью. Герцинское горообразование в зоне Главного хребта началось в конце раннего карбона. Активные движения проявлялись на границе среднего и позднего карбона, карбона и перми, ранней и поздней перми, перми и триаса (Милановский, Хайн, 1964).

Мезозойские отложения в горах Кавказа имеют изменчивый литофациальный состав. Это объясняется изменчивостью направленности и интенсивностью тектонических движений в отдельных районах страны. В начале юрского периода Большой Кавказ погружался, развивались глубинные разломы и вулканическая деятельность. В процессе погружения накопилась толща глинистопесчаных отложений мощностью около 10 000 м. Впоследствии эти породы были превращены в глинистые и аспидные сланцы. Им подчинены диабазы и кератофиры. В аалене на Кавказе происходили излияния андезитов. В северной части страны на протяжении лейаса и доггера накапливались терригенные мелководные и угленосные толщи. В конце доггера — начале мальма на Кавказе возобновились поднятия, в результате которых возникло сводовое поднятие Главного хребта. Воздымание сопровождалось складчатостью и внедрением интрузий гранитоидов. Поднятия имели вид системы островов. С юга к ним прилегал прогиб, в котором отлагался флиш. По краям флишевого прогиба в Оксфорде — титоне развивались барьерные рифы, а за ними — лагуны. В Предкавказье в то время накоплялись слои известняков и доломитов, а в кимеридже — валанжине — гипс и соль.

В позднем мелу вся область Предкавказья была покрыта морем. Среди отложений преобладали мел и меловые мергели. Всю мощную толщу предверхнемеловых отложений, закончивших свое развитие и дислоцированных, можно рассматривать как киммерийский структурный этаж. Он не перекрывает, а прилегает к осевому островному ядру, расширяя его структурные границы. Тектоорогенические особенности киммерийского структурного этажа определяют главные черты структуры и рельефа гор, орографически подчеркнутые в последующем.

С конца мелового периода осадконакопление сосредоточивалось в прогибах, возникших между системами поднятий — Кордильер. Во многих из них в течение палеогена накоплялись мощные толщи обломочных и вулканогенно-осадочных пород. На рубеже эоцена — олигоцена произошло выполнение и осушение большинства, в том числе и флишевых, прогибов. В олигоцене в горах завершилось складкообразование. В результате произошло объединение Большого Кавказа в отдельную складчатую страну.

Дифференцированные поднятия и погружения в пределах Кавказа происходили в течение всего плиоцена и плейстоцена. Осадконакопление продолжалось в Рионской и Куринской впадинах, Прикаспии и др. Тектонические движения в плиоцене сопровождались разрывами. В районе Пятигорска с ними были связаны малые интрузии гранитнорфиров. Воздымание в районе Эльбруса начиная с миоцена сопровождалось мощным излиянием лав, накоплением туфов от липаритового состава на севере до андезитобазальтового и базальтового на юге по направлению к Дзирульскому массиву. Вулканическая деятельность прекратилась в плейстоцене, а вместе с ней завершилось образование современных ландшафтов Кавказских гор.

Последовательность геологического развития Кавказа обусловила их однородную структуру. Осевую часть горной системы определяют Главный и Боковой хребты — наиболее возвышенные части гор. Разделение их обусловлено разломной тектоникой. С севера и юга к Большому Кавказу прилегают цепи менее высоких гор, передовых хребтов, воздвигнутых на разных этапах тектонических движений. В их строении преобладают известняки. Окаймляя осевую часть гор, мощные толщи последнего залегают моноклинально, полого смещаясь к периферии гор, круто обрываясь скалистыми гребнями к их осевой части. Грандиозные куэсты Кавказа образуют на севере прилегающий к главному сооружению Скалистый хребет, поднимающийся до 3610 м. С севера к нему прилегает вторая куэста. Гребни ее поднимаются до 1500 м, местами прослеживается еще более низкая куэстовая гряда.

На северных предгорьях Кавказа, в условиях сложной тектоорогении киммерийского структурного этажа, складчатые толщи известняков и сланцев юрского возраста создают ряд хребтов и возвышенностей со сложной структурой и рельефом. Особенно выделяются крупные антиклинали с уплощенными сводами, принимающие участие в строении рельефа. Они наблюдаются в хребтах Андийском, Салатау, Гимринском и др.; сопровождающими боковыми образованиями являются также хребты Терский и Сунженский.

Южный склон Большого Кавказа короче и круче северного. К нему прилегают высокие горные хребты: Гагринский, Бзыбский, Сванетский, Сурамский и др. Расположенные восточнее последнего хребты Карталинский и Кахетинский далее на восток вынолаживаются, переходят в плато. К долине р. Алазани южный склон Главного Кавказского хребта срезается разломами и обрывается очень круто. Восточнее Бабадага предгорья его несколько расширяются.

В Закавказье в районе Тбилиси и западнее с юга к Большому Кавказу прилегает нагорье Малого Кавказа. Тектоорогенически — это самостоятельное островное складчатое образование, синтектоническое Большому Кавказу, но относящееся к системе Армянского нагорья и структурам южного склона Черноморско-Каспийского подкорового вала.

Из приведенных данных видно, что орографический облик Кавказской горной страны сложился последовательно в результате тектонических поднятий и расположения структурных этажей. Следы этих поднятий отражаются в поверхностях выравнивания — предгорных ступенях, располагающихся на разных уровнях в горных массивах (Думитрашко, 1968; Лилиенберг, Муратов, 1968). В результате объединения разновозрастных элементов — структуры Кавказские горы приобрели форму величественного вала, на юго-востоке ограничивающего Восточно-Европейскую равнину и северный выступ Евразиатской подвижной зоны между Черным и Каспийским морями. Склоны вала ограничены понижающимися хребтами расширявшегося островного поднятия. Структура и рельеф Кавказских гор представляют как бы во много раз увеличенные структуру и рельеф Крымских гор.

В Кавказской горной стране представлены все главные структурно-литологические типы гор — гнейсово-гранитные, известняковые, песчаниково-сланцевые, флишевые и вулканические, в том или другом сочетании характерные для всех горных стран.

Гнейсово-гранитные горы сложены обычно гнейсами, вообще кристаллическими, осадочно-метаморфическими и магматическими породами. Они занимают осевую зону гор и представляют наиболее древние их части. Рельеф гнейсово-гранитных гор очень сложный. Для него характерны острые гребни, пики, резко очерченные крутые склоны. Массивы магматических пород образуют характерные формы выветривания, контакты их с вмещающими породами резкие и выступают в рельефе. Поднимающиеся выше снеговой линии части гнейсово-гранитных гор всегда имеют резкий альпийский рельеф. Речные долины в этих горах в большинстве приурочены к тектоническим линиям, обычно контактам и разломам. С ними связаны грандиозные ущелья, среди которых особой известностью пользуется Дарьял. Многочисленные водопады составляют неотъемлемую часть ландшафта гнейсово-гранитных гор.

Известняковые горы в тектоорогении Кавказа, как и во многих горных системах, занимают очень значительное место. Они образуют массивные формы рельефа, еще более резкие и суровые, чем формы гнейсово-гранитных гор. Как и последние, известняковые горы выше снеговой линии имеют величественный альпийский рельеф.

Однако характерной особенностью геоморфологии известняковых горных сооружений, отличающей их от других структурно-литологических типов гор, являются куэсты и карст.

Моноклинальные горные сооружения выделяются обширными покатостями, соответствующими поверхности пластов по падению. Они монолитны и редко расчленены речными долинами. Обнаженная поверхность известняков имеет сложный узор рытвин и вымоин. На больших пространствах покатые поверхности составляют главные черты ландшафта. Это, кроме Кавказа, ступенчатые куэсты Крыма, наклонные равнины Бадхыз и Карабиль на северном склоне Копет-Дага.

Головы куэст всегда образуют скалистые гребни и кряжи. Внутренний край их более высокий и крутой, чем внешний край по падению. Относительно маломощные толщи известняков, залегающие на менее устойчивых отложениях, создают бронированный рельеф. Геоморфологическое значение последнего особенно заметно на склонах, лишенных растительности, и в аридных областях. Обнаженные толщи известняка, расчлененные глубокими долинами, создают своеобразный бастионный рельеф. Отпрепарированные денудацией слои известняка приобретают вид крепостных стен, башен, напоминают замки. Бастионный рельеф хорошо выражен в районе Кисловодска. Наиболее типичные и разнообразные формы его можно наблюдать на склонах долины Кубани по дороге на Теберду.

В геоморфологии известняковых гор особенно велика роль карста. На обнаженной поверхности их представлены лишь второстепенные формы рельефа в виде карровых полей, воронок, руинного рельефа и многочисленных, часто обильных источников и рек, вытекающих из подножия гор. Вся сила геоморфологической разрушительной деятельности карста скрыта в недрах гор. Замаскированные на поверхности входы ведут в грандиозные подземелья, переходы, пустоты, украшенные различными натечными минеральными образованиями. В развитии карста заключается неизбежная гибель известняковых горных сооружений.

Песчаниково-сланцевые или флишевые горы — одни из наиболее распространенных типов рельефа складчатых областей. На Кавказе они окаймляют древнюю осевую часть гор, почти полностью представляют Карпаты, Альпы, распространены в Средней Азии и др. Характерной особенностью флишевых гор являются округлые гребни, куполовидные вершины, пологие склоны, обычно покрытые делювиальными плащами. Скалистые обрывы и утесы в областях распространения флиша встречаются редко, и обычно в местах обнажения пластов массивных песчаников и известняков. Многочисленны осыпи и скопления мелкообломочных продуктов разрушения горных пород. Ландшафты песчаниково-сланцевых гор преимущественно мягкие и однообразные.

Вулканические горы на Кавказе представляют Эльбрус, Казбек, Семг, Братьев. Их грандиозные конусы, насаженные на высоко поднятый цоколь, завершают величественную панораму гор. С потухшими вулканическими очагами Кавказа связаны вулканогенные ландшафты, включающие потоки глыбовой лавы, лавовые поля, вулканические озера и другие образования. Более полно эти ландшафты представлены в вулканической области Армении.

Вулканизм Кавказа приурочен к северному склону Черноморского подкорового поднятия. Его активизация была вызвана глубинными деформациями, охватившими Черноморско-Каспийскую область в миоцене и продолжавшимися до голоцена. Этот вулканизм был отзвуком неизмеримо более могущественных процессов, протекавших в то время на Армянском нагорье.

Армянское нагорье расположено южнее Рионско-Куринской низменности между нагорьем Анатолии, Иранским и равнинами Месопотамии. Высшая вершина нагорья — потухший вулкан Большой Арарат — 5156 м над уровнем моря. Нагорье лежит на глубинной депрессии подкоровых масс между Черноморско-Каспийским на севере и Средиземноморско-Аравийским (Персидским) их поднятием на юге. С севера оно окаймлено складчатыми хребтами Малого Кавказа, Восточным Тавром на юге, обходящим северный выступ Аравийского щита. На западе и востоке нагорье структурно связано с Анатолией и Иранским нагорьем, от которого отделяется разломами. В частности, вулканизм Армянского нагорья представляет отдельное звено в Средиземноморской вулканической зоне, протягивающейся от Малой Азии через Армению, оз. Гавхуни — Исфахан-Семиабский прогиб, впадины Джезмуриан и Харан на южном продолжении Южно-Афганистанской впадины. Севернее этой зоны вулканические очаги располагались редко и изолированно. Они известны в верховьях Мургаба, Фарахруда и юго-западнее Кагула, где связаны с глубинными разломами Паронамиз-Гиндукушской горной системы.

В геологическом строении Армянского нагорья принимают участие кристаллические сланцы докембрийского и раннепалеозойского возраста. В отдельных блоках обнажаются известняки, кварциты, песчаники, сланцы девона, известняки каменноугольного и пермского возраста и триасовые отложения. Ранне — и среднеюрские отложения на Армянском нагорье представлены вулканическими туфами, туфобрекчиями, порфиритами. К верхней юре относятся известняки и сланцы. Мел также представлен осадочными отложениями. Третичные отложения распространены шире, чем меловые. В их составе известны вулканические и осадочные, в том числе морские, отложения. Для плиоцена и плейстоцена характерны пресноводные озерные отложения. Но главное значение для позднего кайнозоя имеют вулканические излияния базальтов, андезито-базальтов, андезитов, дацитов и других пород (вначале трещинного, позднее центрального типа). Их распространение и залегание определяют современные ландшафты страны.

Древние породы основания Армянского нагорья образуют складки, очевидно, раннепалеозойского возраста. Они были вовлечены в альпийское горообразование и прослеживаются в виде отдельных массивов среди их складчатых сооружений. Третичная складчатость, кроме более древних отложений, захватила частично миоцен. Поднявшиеся хребты Тавра, Малого Кавказа и Понтийские горы ограничили в миоцене центральную часть нагорья. Там почти пустынный режим. Накоплялись мощные толщи конгломератов, пестроцветных терригенных отложений и мергелей. Вместе с тем выравнивались поднявшиеся горные хребты.

В плиоцене и раннем плейстоцене вся область подвергалась дроблению на блоки и неравномерному поднятию. Возник ряд крупных впадин — Араратская, Эрзурумская, Мушская, Тебризская, Нахичеванская и др. Дно впадин располагается на высоте 700—2000 м над уровнем моря. Многие впадины занимают озера, в том числе такие крупные, как Ван Севан, Резате и ряд других.

Неогеновые движения на Армянском нагорье сопровождались излиянием базальтов, выполнившим долины и покрывшим возвышенности, которые придавали стране вид плоскогорий. Над выравненной поверхностью сохранившиеся горные хребты протягиваются цепочками островов. Центральные вулканические извержения, вскоре сменившие трещинные излияния, завершились образованием таких величественных вулканических хребтов, как Джавахетский, Армянский, Аладаг, Агрыдаг, Бюраки и др. Возникли отдельные конусные вулканы, среди которых выделяются Арагац (Алагез), Большой и Малый Арарат, Тендюрюк, Суихат и Немруд. Они завершают вулканические ландшафты Армянского нагорья, придают ему единственный в своем роде неповторимый вид.

Тектоорогения Армянского нагорья — яркий пример сочетания элементов тектонических структур, вулканических образований и климатических преобразований в высокогорных условиях.

Восточнее Армянского нагорья в структуре Евразиатской подвижной зоны выделяются некоторые специфические черты тектоорогении. Одну из них представляет закономерность взаимосвязи расположения складчатых сооружений и южного края их докембрийской рамы. Выступы Аравийского и Индийского щитов далеко на север вклиниваются в подвижную зону. Против их клиньев складчатая зона особенно деформирована, образует тектонические узлы, представляющие собой сложнопостроенные нагорья. К ним относится тектоорогенический аналог Армянского нагорья — Памир.

Зажатый, как бы втиснутый, в герцинские сооружения Тянь-Шаня на севере и Кунь-Луня на юго-востоке, между Таримским щитом на востоке, Индийским щитом на юге, Памир как бы выжат и повисает над окружающими сооружениями.

Структура страны складчато-глыбовая. Простирание структур в значительной степени отражает простирание элементов рамы.

Тектоорогения Памира и прилегающих к нему областей представляет исключительный интерес. Структурно-геоморфологический анализ их дает чрезвычайно много для выяснения самого процесса орогении.

Гималаи простираются на юго-восток от Памира. Это крайняя восточная ветка Евразиатской широтной подвижной зоны альпийского этапа горообразования. Южнее 28° с. ш. Гималаи стыкуются с мезозоидами, протягивающимися почти в меридиональном направлении далеко на юг. Там они относятся уже к структурам Тихоокеанской подвижной зоны.

В структуре юго-восточной части Азии Гималаи занимают отдельное положение. С их поднятием на юго-западе Азии установился водораздел Тихого и Индийского океанов, до этого представлявших разграничивающиеся части единого Мирового океана.

Гималаи представляют складчато-глыбовую систему самых высоких гор на Земле. Величественной дугой они протягиваются более чем на 2400 км при ширине 200—300 км и прижаты на юг-юго-западе к северо-восточному краю Индийского щита. Структурно это связывающее звено, или, точнее, буфер между Тибетским и Индийским жесткими массивами. Вся система гор внешним краем круто поднимается над Индо-Гангской низменностью и более полого сочленяется со структурами нагорья Тибета. В Гималаях выделяются продольные структурные и орографические пояса, или ступени, от внешнего края в глубину: предгорья, Малые и Большие Гималаи.

Предгорьями считается узкая возвышенная полоса, с юга окаймляющая Гималаи. Ширина полосы 10—100 км, местами, на западе, до 120 км. Над поверхностью Индо-Гангской низменности предгорья поднимаются на 500—900 м и достигают 700—1000 м над уровнем моря. Расчлененные эрозией, они местами имеют гористый рельеф. На западе к предгорьям относятся: Соляной кряж и Потварское плато, в Пенджабе — Сиваликские горы, в Непале — Дундва и др.

Малые Гималаи — нагорье шириной 10—100 км, состоящее из боковых хребтов Больших Гималаев и межгорных впадин. Высота нагорья 3500—4000 м. Отдельные вершины поднимаются свыше 6000 м над уровнем моря. В западной части Малых Гималаев между долинами Инда и Ченаба поднимается хребет Пир-Пенджал. От Больших Гималаев его отделяет продольная впадина Кашмира — дно бывшего озера на высоте 1600 м над уровнем моря. В Непале высота Малых Гималаев около 6000 м, восточнее они снижаются, ширина их не превышает 10 км. Между Малыми и Большими Гималаями протягиваются многочисленные межгорные впадины, в прошлом занимаемые ледниковыми озерами. В горах много висячих долин.

Большие Гималаи выступают в виде исполинского вала и состоят из хребтов, увенчанных острыми гребнями. Ширина вала 60—90 км. Средняя высота гребней Больших Гималаев около 6000 м. Над ними поднимается несколько десятков вершин, превышающих 7000 м. Завершают горный ландшафт Гималаев одиннадцать вершин высотой более 8000 м и среди них первая вершина мира Джомолунгма (Эверест) — 8882 м над уровнем моря. В южной части Гималаев массив Кинчинджунга поднимается до высоты 8585 м. Отсюда преобладает северо-западное простирание гор. Общей особенностью горной страны являются многочисленные горные озера — один из критериев тектонической юности ее рельефа.

Структура Гималаев зональная. Каждая из структурных зон имеет свой состав н возраст принимающих в ее строении отложений. Внешняя зона — Гималайский передовой прогиб и соответствующая ему Индо-Гангская низменность — имеет фундамент на глубине около 3000 м. Прогиб выполнен горизонтальнослоистыми, преимущественно аллювиальными отложениями от позднемиоценового до четвертичного возраста. Считается, что опускание прогиба было синтектоничным поднятию гор. Взаимосмена движений происходила вдоль погребенного края Индийского щита, находившегося под активным воздействием сжатия с севера.

В строении зоны Предгорий принимают участие морские отложения мезозойского и палеогенового возраста, мощность их превышает 6000 м. Эти образования смяты в складки, усложненные разрывами. Сравнительно простые у внешнего края гор складки по мере приближения к Главному хребту становятся более деформированными, разорванными и опрокинутыми на юг, образующими надвиги. Внешний крутой край их выделяется под названием «Главный пограничный надвиг». Он резко выступает в рельефе.

Вал собственно Гималаев имеет гетерогенное строение. На тектонической карте Евразии он называется Гималайским мегантиклинорием. Как и многим другим антиклинориям, показанным на этой карте, такое название более соответствует общему сводовому поднятию, валу, чем собственно антиклинориевой структуре. Модель структуры Гималаев представляется в таком виде: в осевой части вала залегают метаморфизованные породы докембрийского и раннепалеозойского возраста, вмещающие многочисленные интрузии магматических пород. Это так называемая кристаллическая ось Гималаев. Осевая часть слагается из отдельных массивов или блоков, разделяемых разломами. Представляют ли массивы самостоятельные образования островного типа, соединенные дислоцированными межостровными отложениями, или являются блоками расчлененной платформы, как думают некоторые исследователи, пока судить трудно.

Высоко поднятые массивы кристаллической оси Гималаев определяют геоморфологический облик гор. Они в большинстве принимают участие в строении высочайших вершин. В частности, Джомолунгма сложена толщами гнейсов и темных метаморфических сланцев.

Структура склонов Гималайского вала существенно разная. Южное крыло, по представлениям многих исследователей, состоит из налегающих друг на друга покровов, смещавшихся к внешнему краю почти к предгорьям с севера на юг. Смещавшиеся пластины были изогнуты в широкие складки, часто расчленены и нагромождены в виде чешуйчатых надвигов. В строении их принимают участие метаморфизованные породы докембрийского и раннепалеозойского возраста. Эти породы сосредоточены в осевых частях синклиналей. Антиклинали покровов образуются слабометаморфизованными отложениями палеозойского, мезозойского и палеогенового возраста. Основанием для такой интерпретации структуры южного склона Гималаев является иногда наблюдаемое погружение неметаморфизованных пород под метаморфизованные. При всех обстоятельствах покровы южного склона Гималаев можно рассматривать как покровы скольжения, результат тектонической денудации в условиях сопряжения восходящих и нисходящих движений в Гималаях и их передовом прогибе. О таком происхождении деформаций южного крыла Гималаев свидетельствует также характер изменения складчатости предгорий, упрощающейся к внешнему краю, более сжатой и деформированной в направлении осевой части.

В строении северного склона Гималайского вала преобладают палеозойские и мезозойские отложения. Последние сосредоточены в ряде прогибов — Синти, Лангу и др., вытянутых вдоль кристаллической оси гор. Внутренний край Гималаев и мезозоиды южного Тибета разграничивает глубинный разлом. С ним связан ультрабазитовый пояс. Часть вала между разломом и кристаллической осью выделяется под названием Гималаев Тетиса. К отложениям геосинклинали Тетиса относят слои общей мощностью 5500—8000 м, включающие кварциты, сланцы, доломиты кембрия, кварциты и сланцы нижнего силура, известняки верхнего силура, кварциты и известняки девона, кварциты, сланцы, известняки нижнего карбона, известняки и эффузивы верхнего карбона, известняки и сланцы преимущественно верхней перми. Триас и нижняя юра представлены известняками. На западе Гималаев к триасу относятся вулканогенные толщи основного состава мощностью около 9500 м. Верхняя юра представлена мощной толщей черных сланцев и песчано-глинистых отложений. В составе меловой системы преобладают песчаники, вулканогенные толщи и флиш. Так называемый флиш Инда позднемелового — палеогенового возраста слагает толщу до 3500 м мощности. С нею связаны интрузии основных и ультраосновных пород, покровы базальтов, андезитов и отложения их туфов.

В верховье р. Сетледжа толща флиша вмещает блоки — отторженцы и небольшие покровы известняков от пермского до юрского возраста и изверженных пород основного состава. Существует предположение, что клиппены образовались здесь в результате гравитационного смещения масс на склонах поднятий, ограничивающих бассейны аккумуляции флиша.

В приведенной модели структуры Гималаев следует особенно подчеркнуть некоторые общие особенности, характерные для складчатых областей. Исполинский Гималайский вал состоит из ряда самостоятельных массивов, в прошлом, очевидно, островного происхождения. Формирование их началось в позднем докембрии. В конце мезозоя завершилась консолидация массивов и преобразование в орографически единую горную страну.

Складчатость осадочных толщ, обрамляющих осевые массивы, группируется в общую систему деформаций в результате грандиозного поднятия всей страны. В каждом звене вала структуры еще сохраняют свои местные закономерные черты набора формаций, принимающих участие в их строении, простирания структур и разного времени их развития.

Рельеф Гималаев полностью отражает их структуры. Для него особенно характерны доминирующая в ландшафте кристаллическая ось Гималаев, смягченные очертания складчато-покровных предгорий и равнинная поверхность горизонтальнослоистых толщ передового прогиба в пределах Индо-Гангской низменности.

В Гималаях, как и в большинстве высокогорных складчатых сооружений, выделяются главные структурно-литологические типы гнейсово-гранитных, известняковых и флишевых гор. Вулканогенный ландшафт в этой горной стране ограниченно распространен, а вулканических гор нет. Преобладая в той или другой части горной системы, структурно-литологические типы гор определяют особенности расчленения поверхности, ассоциации форм выветривания, развитие растительного покрова и другие характерные черты морфоструктуры их отдельных горных областей.

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



Сообщить об опечатке

Текст, который будет отправлен нашим редакторам: