Костенко - Геоморфология (774632), страница 16
Текст из файла (страница 16)
В условиях плоскогорий и тем более горного рельефа, т.е. при Т» Д„склоны сопредельных растущих поднятий Т способствуют сохранению морфологического выражения впадины (-г) в рельефе. При этом могут бъггь различные соотношения между степенью заполнения впадинъг и ее прогибанием. В орогенных областях впадины с континентальным характером осадконакопления развиваются преимущественно в условиях значительной перекомпенсации, достигающей десятков и первых сотен метров.
Для крупных отрицательных СФ типа предгорных и межгорных седиментационных депрессий перекомпенсация определяется от 0,5 до 1,5 — 2 км. Зто явление обеспечивается перманентным превышением горных склонов над дном впадин и их изоляцией от региональных базисов денудации. Типичное развитие горных впадин в антропогене — плиоцене даже при изначальном абсолютном прогибании быстро перерождается в относительное прогибание (схема 9, циклы осадконакопления 1 — Ш).
Зтот процесс отражает отмирание горной впадины как отрицательной СФ. В дальнейшем впадина заполняется материалом, поступающим с горных склонов (1У). Процессы аккумуляции продолжаются в условиях перекомпелсации до тех пор, пока во впадину не проникнет молодая регрессивная эрозия по пригокам крупных транзитных рек (У).
Тогда начинается расчленение толщ, накопившихся за предшествующие циклы развития. Для молодых эрозионных цикловых долин характерно их сужение и углубление (У-У11). Зта особенность отражает возрастающую интенсивность эрозии, Наиболее молодые ущелистые долины (УП1) обычно разрабатываются в СЗ (зонах разрывов, трещиноватости и дробления пород), развивавшихся в процессе отмирания впадины. Поэтому определение движений локальных СФ в области воздымания связано о рядом трудностей. Частично они могут быть устранены при палеогеоморфологическом анализе исследуемого региона.
Перекомпенсация горных впадин возникала и в более древние этапы горообразования. Так, вследствие быстрого и мощного общего воздымания Тянь-Шаня в миоцене некоторые крупные горные впадины оказались в условиях полной иэаляции и в них начали накапливаться тонкие озерные соленосные отложения. В данных условиях облик фаций и их мощность пе отрсжааи снижения и выравнивания Тянь-Шаня.
По истечении некоторого времени— в плиоцене — эти высоко поднятые замкнугые впадины были прорезаны транзитными реками, которые отложили на тонких озер- 77 ных осадках толщи грубых моласс. Поэтому если при конседиментационном или конаккумулятивном развитии локальных СФ в плат- форменных условиях применимы геологические методы исследования (например, мощностей и фаций), то в условиях древних и современных орогенов этих данных оказывается недостаточно для заключения об истинном развитии всего региона и особенно частных впадин. Таким образом, морфологическое выражение развивающихся СФ значительной степени зависит от скорости н сложности движений деформаций различного порядка. Строение доступных для изучения приповерхностных слоев коры свидетельствует о широко распространенном явлении направленного развития тектонических деформаций.
Генетические связи между СФ и ОФ в свою очередь определяют направленный характер развитугя 1задьефа. В зависимости от ранга и продолжительности "жизнио морфологически выраженной деформации различается и продолжительность развития соответствующих форм. К сожалению, неполнота геологической летописи в большинстве случаев не позволяет до конца проследить развитие длительно живущих деформаций. Достаточно напомнить, что изучение части приповерхностных толщ представляет только в различной степени размытые области прогибания и аккумуляции, в то время как коррелятивные деформации и рельеф областей поднятия полностью уничтожены процессами денудзции.
'Голько рельеф, сохранившийся к современной эпохе, дает возможность более полных наблюдений и позволяет изучать совместное развитие сопряженных областей сноса — поднятия и аккумуляции — прогибания. Одним из наиболее значительных и длительных процессов в становлении рельефа земной поверхности являлось формирование Ззю$йОи к г и ~ ш ЛРЮЫ * д ю~юй Бй ~ * =бо "р а р.з р « ° дн ~„ю,ы Яме — ла аез~~р „нл р~ ошности происходило уже в архее. На это указывает строейие "йаиболее древнйхпород в йределах щитов континентов: Евразийского, Африканского, Американского и Австралийского. Данный процесс р ~да~д а,+ бр~ 1«ж *зсзозя ь коры, особенно на ранних этапах, со ово алось частичной вдддрнерацией океанской кары с рядом последующих новых изменений.
В неогее формирование континентальной коры отличалось качест- воино и по масштабам от более древнего ее становления, но общая направленность сохранялась..Результатом являлось преобразование сттзоения континентд1щных поднятий, которое сопровождалось уменьшением мобильности и проницаемости коры для магматических процессов, а также переходом к платформенному режиму на преобладающей части континентальных массивов. Становление континентальной коры и йасщиренйезплатформенных областеи представляют~два".,',11айрдвдецнь1х эндогейны(х процесса, которые нашли свое внешнее выражение в образовании мегаформ земной поверхности.
ПервьФ ааределил возникновение ее глобальных неровностей — ко альных по нятий и океанских впадин, а второй — преобладание в современном рельефе суши разновысотных платформенных равнин.' Возможно, что в пределах океайбких впадин происХШцзли процессы, близкие по своим внепзнилз результатам, которые привели к:;формированию на огромных про ан .ых-абиссальных, равнин. 3 неотектоническом этапе развитие СФ и ОФ является ограниченным во времени и сопровождается рядом закономерных изменений. Среди них большое рельефообразующее значение имеют такие, как зонэльность, сгадийиость, необратимость, унаследованность и инверсия. Геомарфологическая эоивльность' Эта особенность строения рельефа на континентах отражает направленный и последовательно разрастающийся эндогенный процесс развития поднятий и отмирания впадин.
Зональный рельеф формируется только в районах развивающихся деформаций со скоростями, превышающими скорость нивелирующих экзогенных процессов. Расположение геоморфологическихзон бывает неправильно- концентрическим относительно центра поднятия или прогибания. Наличие разрывов и зарождение частных поднятий во впадинах приводит к некоторому искюкению очертаний зон в плане при сохранении их концентрического строения.
Масштабы зонального рельефа и его выразительность зависят от масштабов деформаций и "активности" их морфологического становления. Соответственно вьщеляется зональность рельефа, создаваемого структурными формами небольшого размера (типа брахиморфных складок) и зональ-', ность мегаформ, включающих системы деформаций (как, напри' Более подробно явление зонвяъностн и связзннме с ннм проблемы возраста денудапнонного рельефа н перестройки гндросетн рвссмвтрнвехпся в других работях автора (1972, 1975).
мер, высокие нагорья и горные страны). Ниже описываются характерные черты строения зонального рельефа локальных деформаций и горньгх стран (рис. 15, А — Ж). Геоморфовогическая зональиость локальных поднятий и впадин. Рассматриваются лодиллгия и впадины, испытывающие развитие при скоростях превышающих критическую скорость денудации и аккумуляции (Ы)>(А, В). Морфологическое выражение иодлягиил в рельефе характеризуется образованием следующих геоморфологических зон.
В центре поднятия с максимальными высотами формируется водораздел возвышенности с двумя зонами — внешней и внутренней (рис. 15, схема А, 1, л). Если рост поднятия был достаточно быстрым, то внутренняя зона остается практически нерасчлененной, а при замедленном воздыманни — слаборасчлененной (А, 1). Ее окружает внешняя зона с эмбриональным расчленением верховьями рек, "ползущими" вверх по склону в процессе регрессивной эрозии (А, 2). Наибольшее расчленение приурочено к склонам растущей возвышенности, в пределах склоновой зоны (А, 3).
В пьедестальной части расширяющегося поднятия интенсивность расчленения убывает и может смениться процессами аккумуляции продуктов, сносимых со склонов (А, 4). Зоны (1 — 4) располагаются концентрически, но их ширина н особенности расчленения будут зависеть от строения деформации, скорости ее воздымания, литолого-стратнграфическнх факторов и ряда местных условий. Зональный рельеф впадин возникает в условиях их отмирания и сокращения. Активно развивающаяся впадина будет представлять аккумулятнвную равнину, строение которой исследуется геологическими методами. Отмирающие впадины преобладают во внутриконтинентальных районах и широко развиты в горных странах.
Рельеф отмирающей впадины включает следующие зоны (Б). В центре впадины выделяется остаточная впадина о сохранившимися процессами аккумуляции. Она представлена в рельефе низкой нерасчлененной равниной (Б, з1. Ее обрамляет повышенная равнина с зарождающимся эмбриональным расчленением (Б, 6).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
