Учебное пособие: Геология четвертичных отложений

КАЗАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

ИМ. В.И. УЛЬЯНОВА – ЛЕНИНА

Кафедра региональной геологии и полезных ископаемых

РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ И

ГЕОЛОГИЯ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Учебно-методическое пособие по курсу

«Региональная геоморфология и геология четвертичных отложений»

КАЗАНЬ 2009

УДК 55:551.4’79 (47+57) (083.75)

Печатается по решению Редакционно-издательского совета ГОУ ВПО «Казанский государственный университет им. В.И. Ульянова-Ленина»

методической комиссии геологического факультета

Протокол № 7 от 21 декабря 2009 г.

заседания кафедры региональной геологии и полезных ископаемых

Протокол № 3 от 18 ноября 2009 г.

Автор-составитель

канд. геол.-мин. наук, доц. В.С.Полянин

Рецензенты:

доктор геол.-мин. наук В.Г. Чайкин

кандидат геол.-мин. наук, доцент А.М. Ануфриев

Региональная геоморфология и геология четвертичных отложений: Учебно-методическое пособие / В.С. Полянин. – Казань: Казанский государственный университет, 2009. – 49 с.

В пособии приведена краткая характеристика и показана взаимосвязь и взаимообусловленность элементов геологического строения, неотектонического развития, геоморфологических ландшафтов и типов четвертичных отложений в пределах основных структурных элементов территории России: Восточно-Европейской и Сибирской древних платформ и расположенных на территории России фрагментов складчатых сооружений, входящих в состав Урало-Азиатского, Тихоокеанского и Средиземноморского подвижных поясов. Учебное пособие предназначено для студентов специальности 020301 – «Геология» геологических факультетов университетов, изучающих данный курс.

© Казанский государственный

университет, 2009

ВВЕДЕНИЕ

При наличии достаточно обширной специальной литературы по геологии, тектонике (в том числе – неотектонике), геоморфологии, четвертичной геологии отдельных территорий и регионов, до настоящего времени нет работ, в которых бы приводилась комплексная характеристика и анализ названных элементов их строения и определялись вероятные корреляционные и причинно-следственные связи между геологическим строением регионов и районов, развитыми в их контурах типами геоморфологических ландшафтов, господствовавшими в новейшее время геодинамическими режимами, интенсивностью неотектонических движений и развитыми генетическими типами четвертичных отложений и т.д.

В данном учебном пособии приводится краткая комплексная геологическая характеристика основных регионов территории России, особенностей их неотектонического развития, развитых типов геоморфологических ландшафтов и распространении четвертичных отложений разной генетической принадлежности.

Пособие предназначено для самостоятельной работы студентов и имеет целью обеспечить усвоение ими теоретических основ и выполнение лабораторных заданий по курсу «Геоморфология и геология четвертичных отложений», научить их грамотно читать и анализировать региональные геологические карты (геологические, тектонические, неотектонические, геологические четвертичных отложений, геоморфологические, литолого-палеогеографические и др.), определять вероятные связи и факторы, управляющими формированием в пределах изучаемых регионов тех или иных типов геоморфологических ландшафтов и генетических типов четвертичных отложений.

В 1970/1971 учебном году автору посчастливилось прослушать курс лекций по геоморфологии, прочитанный доцентом кафедры геологии СССР Ольгой Николаевной Малышевой — прекрасным геологом-четвертичником и удивительной доброты женщиной. Хотелось бы надеяться, что уроки Ольги Николаевны не пропали даром.

В основу учебного пособия положен курс лекций, читаемых автором студентам-геологам на геологическом факультете Казанского госуниверситета, при разработке которого использовал некоторые методические приемы проведения и фактические данные из лекций О.Н.Малышевой.

МЕТОДИЧЕСКИЕ УКАЗАНИЯ

На первом занятии преподаватель знакомит студентов с содержанием и способами изображения информации на геологических картах.

Работу над изучением каждого из регионов, тектонических таксонов и структур в их пределах следует начинать с изучения, анализа и снятия информации с геологических карт в следующей последовательности:

1. Тектоническая карта Северной Евразии М 1:5000000;

2. Геологическая карта СССР (России) М 1:2500000 (1:1000000);

3. Карта новейшей тектоники СССР (России) или изучаемого региона М 1:5000000 – 1:1000000;

4. Геоморфологическая карта М 1:5000000 – 1:1000000;

5. Геологическая карта четвертичных отложений М 1:5000000 – 1:1000000;

6. Комплект литолого-палеогеографических карт М 1:7500000 по отдельным временным срезам палеогена – квартера.

Далее следует этап анализа и взаимоувязки геологической, неотектонической, геоморфологической, генетической (по типам четвертичных отложений) и литолого-палеогеографической (историко-физико-географической) информации по изучаемому региону. После этого преподаватель обосновывает выводы о вероятных причинно-следственных связях между названными характеристиками и определяет вероятные эндогенные и экзогенные факторы рельефообразования и четвертичного седиментогенеза на данной территории.

Задания для лабораторных работ по курсу «Региональная геоморфология и геология четвертичных отложений» приведены в составленном автором в 2005 г. «Лабораторном практикуме по курсу «Геоморфология и геология четвертичных отложений» (см. темы 8 — 13).

ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИЕ ЛАНДШАФТЫ

Геоморфологический ландшафт (ГМЛ) – это совокупность развитых в регионе или районе форм рельефа, свойственных области господства и проявления в новейшее время определенных геодинамического режима, климатических и физико-географических условий, или иначе говоря, — исторически обусловленная и парагенетически (пространственно) связанная совокупность форм рельефа, возникновение которой определяется рядом факторов: геологическим строением района, господствующим здесь в новейшее время геодинамическим режимом и обстановками, а также климатическими условиями.

Основные типы геодинамических режимов охарактеризованы в работе [20062 ].

Главнейшими типами эндогенных ГМЛ на континентах являются горные и равнинные страны. Для океанических и морских пространств геоморфологическими единицами этого ранга являются подводные горные системы и равнины.

Все названные категории рельефа по своей природе тектоногенны. Формирование их определяется, в первую очередь, господством в районе или регионе в новейшее время той или иной геодинамической обстановки (или обстановок). Именно режим неотектонических движений определяет формирование тех или иных эндогенных ГМЛ: низких и высоких равнин (аккумулятивных или денудационных), низких, средней высотности и высоких гор и др.

Кроме эндогенных, выделяется большое количество экзогенных ГМЛ, обусловленных наложением на эндогенные (тектоногенные) ландшафты климатического фактора (ледниковые, пустынные, водно-эррозионные и др.). Это определяет возможность более дробного подразделения и геоморфологического районирования территорий.

Геоморфология горных стран.

Под горными странами понимают возвышенности высотой более 500 м над уровнем моря с более или менее расчлененным рельефом и превышениями вершин над долинами не менее 200-500м.

По абсолютным высотам выделяют низкие (до 1000 м), средние (1000-2000м), высокие (2000-4000м) и наивысшие (более 4000м) горы.

Среди региональных положительных форм рельефа горных стран наиболее распространены горные хребты (горные цепи) — резко вытянутые в плане крутосклонные возвышенности, осложненные более мелкими возвышениями – горными вершинами. Наиболее крупные вершины находятся обычно на участках смыкания двух или более горных хребтов и называются горными массивами, или узлами.

Горные возвышенности изометричные в плане и состоящие из незакономерно расположенных горных вершин и мелких непротяженных хребтов, называются нагорьями.

Обширные возвышенности со сравнительно слабо расчлененным рельефом называются плоскогорьями. Более дробными элементами в составе плоскогорий являются плато. Различают плато с горизонтальной (столовые) и наклонной (структурные плато — куэсты) поверхностью. Плато могут входить в состав горных стран (плато Путорана в пределах Средне-Сибирского плоскогорья) и равнин (плато Устюрт).

Также в состав горных и равнинных областей входят кряжи – удлиненные, часто линейно вытянутые возвышенности с незначительными относительными превышениями долин над вершинами, характеризующиеся мягкими округлыми очертаниями вершин.

Из отрицательных форм рельефа регионального уровня наиболее крупными являются межгорные впадины, находящиеся между горными сооружениями (например, Ферганская, Куринская) и, менее крупными, межгорные долины, расположенные между горными хребтами (Алайская долина).

Рельеф хребтов осложняют бесчисленные горные долины, разнообразные по величине и морфологии. Гребни хребтов осложняются седловинами. Широко распространены в горах и более мелкие формы рельефа: отдельные горные вершины, холмы, гряды, гребни, овраги и др. Часто встречаются и структурные формы рельефа: моноклинальные гребни, куэсты, уступы, приразрывные долины и др.

При анализе рельефа горных стран важное значение имеет выявление системы расположения хребтов. Различают следующие системы расположения горных хребтов: параллельная, кулисообразная, виргационная, перистая, решетчатая и др.

Горные страны представляют собой области господства денудационного процесса, развивающегося на фоне активного эндогенного рельефообразования. Поэтому в строении рельефа горных стран преобладают денудационные формы. Однако достаточно широко и разнообразно представлен здесь и аккумуляционный рельеф. Процессы рельефообразования, морфология рельефа и характер образующихся генетических типов отложений в горных странах в значительной степени определяется высотностью гор.

Высокогорье представляет собой тип горного рельефа с большими (более 2000м) абсолютными отметками и интенсивной горизонтальной и вертикальной расчлененностью. Здесь господствуют скалистые крутосклонные островерхие горные цепи и пики. Особенно резкие и контрастные формы обязаны своим происхождением ледниковому процессу, физическому выветриванию и гравитационному процессу. Они развиты в верхнем ярусе гор. Геоморфологический комплекс, определяющий облик высоких гор, получил название альпийского рельефа, для которого ведущая рельефообразующая роль ледников является обязательным условием.

Типичные формы высокогорного рельефа – это карлинги, острые гребни хребтов, каменистые склоны, изъеденные карами, троговые долины, ледники различного типа и др. Широко развиты в высокогорье и аккумулятивные формы рельефа, сложенные гравитационными отложениями (осыпи и осыпные шлейфы), морены разного типа (боковые, основные и др.), серии речных террас и др.

В ряде районов в рельефе высоких гор встречаются участки плосковерхих и слабоволнистых водоразделов, образующих высокогорные плато (Памир, Тибет).

Основные области развития высокогорного рельефа – это Кавказ, Тянь-Шань, Памир, Горный Алтай и др.

Среднегорье представляет тип горного рельефа с умеренными абсолютными высотами и средней величиной вертикальной и горизонтальной расчлененности. Здесь проявляются плавно очерченные системы разделяемых плоскими седловинами куполовидных (редко, крутосклонных) вершин, группирующихся в хребты или возвышения изометричной в плане формы. В среднегорных областях по сравнению с высокогорными возрастает роль структурно-денудационных форм рельефа.

В формировании экзогенных форм рельефа возрастает роль водно-склонового и эрозионного процессов по сравнению с гравитационным. Долины рек в среднегорных областях расширены. Склоны гор средней крутизны и пологие. Для склонов характерен выпукло-вогнутый профиль. Обычно склоны террасированы. Ледниковые формы рельефа развиты ограниченно. В поперечном профиле среднегорий наблюдается наличие обширных ступеней, представляющих собой разнообразные по происхождению и возрасту поверхности выравнивания (см. ниже).

Среднегорный рельеф имеет широкое географическое распространение: Урал, Карпаты, Кузнецкий Алатау, Саяны, Сихотэ-Алинь и др.

Низкогорье представляет собой рельеф невысоких (500-1000м) гор, которые окаймляют высоко- и среднегорные сооружения или образуют самостоятельные возвышенности среди равнин. Вертикальная расчлененность низких гор уменьшается до 200-500м. В низкогорных областях еще больше возрастает роль структурно-денудационного рельефа и в целом роль геологического строения в рельефе.

В развитии склонов возрастает роль делювиальных и солифлюкционных процессов. Увеличиваются площади развития аккумулятивного рельефа, чаще появляются выровненные поверхности, наклонные плато.

Низкогорье постепенно или резко переходит в равнинный рельеф. Примеры низкогорий – это предгорья Крыма и Кавказа, Южный Урал, Мугоджары, Салаир.

Морфологический облик средних и низких гор в значительной степени определяется общими климатическими условиями. Так в области проявления гумидного климата, где господствуют эрозионные водно-склоновые процессы,. преобладают сложные водоразделы, куполовидные вершины. В то же время в аридном и полуаридном климате горный рельеф отличается большей резкостью форм. В областях сухого полярного климата в условиях многолетней мерзлоты под действием морозного выветривания, солифлюкции и нивации формируются «гольцы», скалистые гребни хребтов, нагорные террасы и уступы и образуются огромные по площади развалы каменных глыб (курумы).

Промежуточной категорией между горным и равнинным рельефом является наблюдаемый в ряде районов рельеф мелкосопочника. Мелкосопочник – это область развития остаточных невысоких денудационных холмов и горных вершин, разделенных широкими равнинами. Примеры рельефа этого типа — Казахский мелкосопочник и Тувинский мелкосопочник.

Генетическая классификация гор. По ведущему процессу формирования горы подразделяются на тектонические, вулканические и эрозионные.

Тектонические горы возникают в результате неотектонических орогенических движений, сопровождающих функционирование ряда геодинамических обстановок и режимов: эпиплатформенного рифтогенеза, спредингового, островодужного, коллизионного и эпиплатформенного орогенеза. Естественно, что горы уже в процессе своего возникновения подвергаются интенсивному денудационному разрушению и их следует рассматривать как эрозионно-тектонические (денудационно-тектонические), различая по степени денудационного преобразования.

Вулканические горы– это орографически выраженные скопления лавого и/или пеплового материала. Это одиночные или слившиеся в пояса вулканические конусы стратовулканов, щитовые вулканы, вулканические плато, экструзивные купола и др.

Эрозионные (остаточные) горы– тектонические или вулканические горы, находившиеся в четвертичное время в областях тектонической стабилизации и интенсивно разрушенные эрозией.

Господствующее значение среди генетических типов гор занимают тектонические горы. По механизмам и главным типам горообразования тектонические горы подразделяются на складчатые, покровные и глыбовые.

Складчатые горы возникают в результате образования крупных складчатых поднятий, состоящих обычно из систем линейных сопряженных складок умеренной степени сжатия, обычно осложненных разрывными нарушениями. В большинстве случаев складчатые горы (хребты) представляют собой структуры типа горст-антиклиналей, разделенными межгорными долинами – структурами типа грабен–синклиналей. Складчатые горы наиболее широко развиты в областях проявления коллизионного геодинамического режима. Например, ряд горных сооружений Большого Кавказа и Крыма относятся к описываемой категории.

Покровные горы характеризуются сложной складчатой структурой с опрокинутыми и лежачими линейными складками, осложненными надвигами и тектоническими покровами большой амплитуды. Так же, как и складчатые горы, покровные локализованы обычно в областях господства коллизионного геодинамического режима. В частности, горы, принадлежащие описываемому типу, развиты в Альпах, на Карпатах и в Динаридах (Балканы).

Глыбовые и сводово-глыбовые горы образуются в пределах складчатых областей архейского-мезойского возраста или их сегментов, где в новейшее время проявляется геодинамический режим эпиплатформенного орогенеза и рифтогенеза. В результате движений тектонических блоков по разрывным нарушениям формируются орографически выраженные системы ступенчатых горстов и разделяющих их грабенов.

В развитии гор в течение одной стадии геодинамического цикла выделяют 3 подстадии:

1) Подстадия прямого тектонического рельефа, характеризующаяся полным соответствием горных хребтов антиклинальным или горстовым структурам, а межгорных впадин и долин соответственно – синклинальным и грабеновым.

2) Подстадия денудационно-тектонического рельефа, характеризующаяся замедлением поднятий, когда все более заметную роль в рельефе приобретают денудационные формы и, в частности, продольные и поперечные хребты. Одной из особенностей этой стадии является формирование обращенного рельефа: возникновение депрессий на антиклиналях и переход хребтов на синклинали.

3) Подстадия остаточных денудационных гор, характеризующаяся стабилизацией и прекращением поднятий: горные долины расширяются, хребты и вершины, сложенные более рыхлыми породами, срезаются денудацией; горный рельеф переходит в холмистый (холмы сложены наиболее крепкими породами).

В этапы стабилизации развитие тектонического рельефа прекращается и начинается денудационное выравнивание земной поверхности. Формируются поверхности выравнивания, или планации, в пределах которых происходит денудационное разрушение гор с образованием, в конечном итоге, рельефа мелкосопочника и равнинного рельефа. Основные процессы, определяющие формирование планаций – это пенепленизация (выравнивание рельефа без отступания склонов) и педипленизация (выравнивание рельефа с отступанием склонов). Равнины, возникшие таким образом, называются, соответственно, пенепленами и педипленами.

При возобновлении процессов горообразования, возникшие в этап стабилизации планации могут быть подняты на значительные высоты и стать элементами нового горного ландшафта.

Подробная характеристика геодинамических режимов и обстановок приведена в работе [Полянин, 2006].

Геоморфология равнинных стран

Равнины – обширные невысокие ровные пространства с малыми колебаниями высот (до 50-200м) и крайне малыми уклонами. Крутые склоны и обрывы встречаются и на равнинах, но они обычно невысоки и занимают второстепенное место в рельефе.

Среди равнин выделяют низменные (с абсолютными отметками до 200м) и возвышенные (высокие) (200-500м).

Наиболее высокие равнины называют плато. Высокоподнятые межгорные и предгорные равнины входят в состав горных стран. Ниже уровня моря континентальные равнины через абразионную ступень переходят в шельфы.

По общему положению поверхности выделяют следующие типы равнин (в скобках – примеры равнин): субгоризонтальные (Западно-Сибирская); покатые, развитые по периферии горных стран (равнины Предкавказья и Предкарпатья) и вогнутые равнины (равнины Прибалхашья и Туранская).

По характеру морфологии поверхности среди равнин различают: плоские, террасированные, волнистые, увалистые, холмистые и др.

Строение поверхности равнин осложняется разнообразными отрицательными формами рельефа: речными долинами, оврагами и впадинами.

Генетическая классификация равнин. По роли, которую в формировании рельефа равнин играют денудационные и аккумулятивные процессы, они подразделяются на денудационные и аккумулятивные. Это подразделение в значительной степени отражает тектонический (эндогенный) фактор: денудационные равнины обычно формируются в областях абсолютных или относительных поднятий, а аккумулятивные – абсолютных или относительных опусканий земной коры.

Более дробное подразделение равнин определяется характером ведущих рельефообразующих факторов.

Денудационные равнины по существу всегда имеют аккумулятивно-денудационный рельеф, однако роль денудации в образовании равнин этого типа является определяющей, тогда как аккумулятивный покров маломощен и прерывист.

Среди денудационных равнин различают: пенеплены, педиплены и абразионные равнины.

Пенеплены представляют собой остаточные (предельные) равнины, образующиеся в результате длительной (десятки млн. лет) комплексной денудации тектонических возвышенностей в обстановке длительной стабилизации и слабых поднятий. Морфологически они характеризуются выровненным слабо волнистым рельефом, нередко с группами мелких остаточных холмов, сложенных обычно наиболее крепкими и трудно разрушаемыми породами. Развитие пенепленов идет путем общего разрушения склонов и водоразделов и сопровождается их выполаживанием. Расширяющиеся депрессии заполняются продуктами денудации.

Среди пенепленов выделяют три генетических типа:

— флювиальные (возникают при преимущественном воздействии эрозии и склоновой денудации);

— ледниковые (образуются в результате экзарационной обработки возвышенностей ледниковыми покровами);

— карстовые (остаточные равнины, выработанные в карбонатных, сульфатных и соленосных породах в результате карстового процесса).

Педиплены – это слабо покатые, обычно ступенчатые равнины, образующиеся в подножье горных возвышенностей в результате отступания склонов без их выполаживания. Они образуются в результате срезания подножий склонов боковой эрозией рек, абразией морей, экзарационной деятельностью ледников и т.д.

Процесс педипленизации особенно интенсивно развивается в условиях семиаридного климата с сильными ливневыми дождями под действием плоскостных нерусловых потоков и в условиях многолетней мерзлоты.

Абразионные равнины характеризуются идеально ровными поверхностями. Они образуются в результате срезания морской абразией значительных пространств прибрежной суши. Этот процесс реализуется в условиях медленного и длительного прогибания. На дневной поверхности абразионные равнины появляются в результате проявления масштабных регрессий морских бассейнов.

По геологическому строению И.Г.Герасимов и Ю.А. Мещеряков выделяют два типа денудационных равнин: 1) цокольные (денудационные) равнины – с выходом на поверхность складчатых структур и 2) пластовые равнины (структурно-денудационные), коренное основание (ложе) которых сложено горизонтально залегающими породами.

Аккумулятивные равнины по генезису (ведущему рельефообразующему процессу) подразделяются на аллювиальные, пролювиальные, гляциальные, флювиогляциальные, лимнические, эоловые, моренные, вулканические и равнины смешанного происхождения (аллювиально-лимнические и др.).

Аллювиальные равнины образуются на обширных выровненных площадях с формированием вдоль речных долин более или менее мощной аллювиальной толщи. Обычно эти равнины террасированы и состоят из серий прислоненных и погребенных (наложенных) террас, незначительно различающихся по высоте. Характерной особенностью аллювиальных равнин является их первичный рельеф (старицы, прирусловые гряды, пойменные озера и др.). Величайшие аллювиальные равнины мира: низовья рек Хуанхе, Ганга, Амазонки, Полесье и Приднепровье.

Пролювиальные равнины широко распространены в аридных и семиаридных климатических обстановках в подножье гор. Здесь крупные пролювиальные конусы выноса, сливаясь флангами, образуют сплошной шлейф, морфологически выраженный в виде покатой предгорной равнины. Пояса пролювиальных равнин расположены в предгорьях Средней Азии, Предкавказье и др. областях.

Моренные равнины наиболее широко представлены на континентах северного полушария в границах древних, особенно позднеплейстоценовых, оледенений. Сложены они толщей основной морены, которой отвечает характерный холмисто-увалистый рельеф с понижениями между холмами, нередко занятыми озерами и болотами. Краевые морены образуют пояса холмистых гряд со значительным увеличением контрастности рельефа. Этого типа равнины развиты в Прибалтике, на Валдайской возвышенности.

Флювиогляциальные равнины тесно связаны с моренными. Это песчаные зандровые равнины, образующиеся во время таяния ледниковых щитов. Эти равнины постепенными переходами связаны с аллювиальными. Своеобразным компонентом строения зандров являются озовые гряды и камовые холмы.

Озерные равнины образуются на месте крупных озерных палеодепрессий или представляют собой результат слияния нескольких озерных ванн с соответствующим объединением выполняющих их озерных осадков. Часто озерные равнины оконтуриваются уступами, береговыми валами и дюнными грядами. Иногда наблюдаются озерные террасы. Южная часть Западно-Сибирской низменности – один из типовых районов проявления равнин озерного происхождения.

Эоловые равнины широко развиты в аридных и семиаридных зонах, в областях распространения пустынь и полупустынь.

Морские равнины – обширные ровные пространства былого морского дна, вследствие регрессии моря выведенные выше его уровня. Обычно это плоские, слабо покатые равнины. Области распространения равнин этого типа – Прикаспийская низменность, северная часть полуострова Ямал и др.

Вулканические равнины образуются при излиянии на дневную поверхность по трещинам базальтовых лав и аккумуляции пепловых масс при вулканических выбросах. Вулканические равнины в современном рельефе представляют собой высоко поднятые сильно расчлененные ущельями плато (о. Исландия, Колумбия).

Геоморфология дна океанов и морей.

В рельефе дна океана выделяют 4 основные части:

— подводная окраина материков;

— переходная зона;

— ложе океана;

— срединно-океанические хребты.

Выделяются два типа океанических окраин: атлантический (без переходной зоны) и тихоокеанский (с переходной зоной).

Подводная окраина материков, составляя около 22 % площади океана, по своему рельефу четко делится на материковую отмель (шельф), материковый склон и материковое подножие

Шельф, занимающий около 8% площади мирового океана, представляет собой мелководную часть океана, расположенную между береговой линией и линией крутого перелома профиля дна на переходе к материковому склону. Внешний край шельфа находится в среднем на глубине 180-200 м (от 50-60 до 400 м.). Наиболее широк шельф там, где он является продолжением платформенных равнин (атлантическое побережье Северной Америки, шельф Северного-Ледовитого океана), и наиболее узок там, где он примыкает к геодинамически разнородным горным сооружениям (островные дуги разного типа, эпиплатформенные орогены и др.) подвижных поясов (так называемый гемишельф).

В структурно-геологическом отношении шельф – это непосредственное продолжение прилегающих к океану участков суши.

В общем, шельф образует пологонаклонную к океану равнину, но может иметь и заметно расчлененный рельеф волнистых или холмистых равнин. Здесь можно наблюдать реликтовые экзарационные и аккумулятивные ледниковые формы, древние береговые линии, подводные продолжения речных долин, затопленные террасы и другие формы.

Материковый (континентальный) склон представляет собой относительно крутой (от 3-5о до 10-15о ) склон между бровкой (внешнем краем шельфа) и ложем океана до глубины 2000-2500 м и более. Поверхность склона часто неровная, имеет сбросовый ступенчатый характер, но может иметь и сглаженные очертания. В нижней части склона нередко наблюдается холмисто-западинный рельеф, связанный с подводными оползнями.

Характерной формой рельефа континентального склона являются подводные каньоны, прорезающие его поперек. Наиболее крупные из них имеют длину в сотни километров, глубину до 1 км и ширину – до 1-1,5 км. Они могут быть врезаны в скальные или рыхлые породы. В устье подводных каньонов наблюдаются мощные конусы выноса.

Материковое (континентальное) подножие представляет собой полого наклонную (первые градусы) к океану, часто слабоволнистую равнину, окаймляющую в ряде районов основание материкового склона полосой до 1000 км в ширину. Нижняя кромка материкового подножия находится на глубине 2-4 (иногда – до 5) км. Это аккумулятивный шлейф, постепенно переходящий в глубоководное ложе океана.

Переходная зона характеризует тихоокеанский тип окраин океанов. Она следует непосредственно за материковым склоном, располагаясь между ним и ложем океана.

В типичной переходной зоне выделяются следующие элементы рельефа (в направлении от материка к океану):

— глубоководные котловины окраинных морей с холмисто-равнинным рельефом;

— внутренние и внешние (ближе к океану) островные дуги (линейно вытянутые гонные сооружения вулканогенного происхождения);

— глубоководные желоба, вытянутые параллельно внешней островной дуге; из 27 известных в настоящее время глубоководных желобов 5 имеют глубину более 10 км.

Вдоль Тихоокеанского побережья Южной Америки наблюдается только глубоководный желоб и горная вулканическая гряда (вулканно-плутонический пояс).

Ложе мирового океана с земной корой океанического типа располагается на глубинах более 3-4 км и занимает примерно 51 % всей поверхности океана.

В рельефе ложа широко развиты абиссальные равнины – плоские или, чаще, холмистые, расположенные на глубинах 3,5-7км. Наибольшее распространение имеют холмистые равнины с подводными горами и холмами вулканического происхождения высотой 0,1-1 км.

Абиссальные равнины расчленены горными хребтами и валообразными поднятиями. Среди них различают:

— океанические кряжи (глыбовые горы тектонической природы);

— цепи вулканических гор и отдельные вулканы;

— подводные плато;

— плосковершинные подводные вулканические горы (гийоты) на глубинах до 2,5 км.

Срединно-океанические хребты занимают 17 % площади мирового океана. Наиболее крупный их них (Срединно — Атлантический) проходит вдоль всего Атлантического океана с севера на юг и делит его на две равные части. Ширина этого хребта около 1000 км, высота над океаническим ложем до 3 км. Он характеризуется сильно расчлененными горными склонами и гребнями. В осевой его части наблюдается глубокая грабенообразная рифтовая долина, дно которой находится на 2-3 км ниже вершины гребня на глубине до 4 км. Ширина рифтовой долины 30-60 км. Дно рифтовой долины неровное, размах высот форм рельефа составляет 0,5-0,7 км.

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА

В пределах Восточно-Европейской платформы (ВЕП) выделяются тектонические элементы первого порядка: щиты (Балтийский и Украинский) и Русская плита.

Щиты (выходы на дневную поверхность складчатого глубоко метаморфизованного фундамента) сложены кристаллическими интенсивно деформированными геологическими комплексами раннего докембрия с широким проявлением гранитоидов.

Плитный чехол сложен горизонтально залегающими, преимущественно осадочными, терригенными и карбонатными отложениями фанерозоя и, фрагментарно, позднего докембрия.

Геодинамические режимы. В новейшее время основная часть ВЕП развивалась в платформенном режиме. Процессы горообразования (эпиплатформенного орогенеза) проявлены лишь в ограниченной области, находящейся в южной части Кольского полуострова (в полосе, располагающейся севернее Лапландского и Колвицкого гранулитовых массивов, в пределах Кольской мегазоны Балтийского щита) и, в орографическом плане, представленной Хибинскими горами.

В области господства платформенного режима поднятия и опускания распределены неравномерно.

На Балтийском щите названные области распределены зонально: поднятия с суммарной амплитудой в 200-500 м локализованы в центральной его части, с амплитудой до 200 м – в краевой (юго-восточной). Области опусканий (0-300 м) приурочены к полосе Белое море – Онежское озеро – Ладожское озеро – Финский залив Балтийского моря. Область максимальных блоковых воздыманий на Балтийском щите с амплитудами 500-1000 м находилась в южной части Кольского полуострова (см. выше).

Большая часть Балтийского щита представляет собой денудационную (аструктурную) равнину, осложненную локально проявленной областью развития низких блоковых гор (Хибины).

В пределах Русской плиты преобладают неотектонические поднятия с амплитудами до 200 м (большая часть плиты), реже – до 300-400 м (Средне-Русская, Приволжская, Бугульминско-Белебеевская и др. возвышенности).

Области опусканий новейшего периода (амплитуды до 600 м) охватили Прикаспийскую синеклизу (низменность), Северное Приазовье и северную часть Черноморского бассейна.

В целом Русская плита представляет собой пластовую (структурно- денудационную) равнину.

Области развития в пределах ВЕП основных типов геоморфологических ландшафтов (высокие и низкие равнины) определенно коррелируются с областями, испытывавшими в новейшее время разноамплитудные воздымания и погружения.

Так области поднятий с суммарными неотектоническими амплитудами более 200 м в геоморфологическом отношении представляют собой высокие структурно-денудационные плоско-волнистые равнины. Области, в пределах которых амплитуды поднятий характеризовались меньшей величиной, в одних случаях возникают широкие структурно-денудационные плоско-волнистые равнины, в других (когда они окружены областями более крупноамплитудных поднятий)[1] – низкие аккумулятивные плоско-грядовые аллювиальные, аллювиально-озерные и низкие аккумулятивные плоско-волнистые водно-ледниковые равнины.

Области новейших опусканий на ВЕП представлены низкими плоскими морскими и плоско-грядовыми аллювиальными и озерно-аллювиальными равнинами.

Экзогенный (наложенный) рельеф связан с преобразованиями эндогенных ландшафтов под воздействием ледникового, лимнического, морского процессов, а также климатических факторов. Так, в северо-западной части ВЕП широко развиты следующие экзогенные геоморфологические ландшафты и типы рельефа: плоско-волнистый моренный, флювиогляциальный, плоский озерный и озерно-ледниковый.

Границы областей новейших поднятий разной интенсивности нередко маркируются крупнейшими речными долинами. Это рр. Волга, Дон, Днепр и др. В долинах этих водотоков развиты комплексы аккумулятивных аллювиальных террас.

Генетические типы четвертичных отложений, образующих плащеобразный чехол на литифицированных геологических комплексах ВЕП, достаточно определенно связаны с типами геоморфологических ландшафтов, в контурах областей развития которых они формируются. Так, в пределах Волго-Уральской антеклизы водораздельные пространства представляют собой районы господства элювиального и, в меньшей степени, делювиального процессов. На верхних уровнях речных долин преобладают делювиальные отложения, на нижних – развиты аккумулятивные аллювиальные отложения, образующие террасы.

В районах абсолютных или относительных опусканий (в геоморфологическом отношении – это низменные равнины) формируются аллювиальные, лимнические и смешанные озерно-речные отложения.

Отмечу здесь, что области абсолютных и относительных опусканий в син- и постледниковые периоды являлись областями масштабной аккумуляции и формирования гляциальных и флювиогляциальных отложений.

Разрезы четвертичных отложений различных частей ВЕП различаются как по мощности, так и по составу слагающих их пород.

По типам разрезов в пределах ВЕП выделяются ледниковая и внеледниковая области.

Характер и состав разреза четвертичных отложении определяется эволюцией палеогеографических обстановок, существовавших на изучаемой территории.

Так, на территории Балтийского щита (исключая Хибины) в течение четвертичного периода реконструируются следующие обстановки:

— эоплейстоцен – холмистая низменная равнина с многочисленными озерами;

— ранний неоплейстоцен – ледниковый щит (мощность гляциальных отложений до 18 м);

— днепровское время – ледниковый щит (мощность гляциальных отложений до 9 м);

— микулинское время – мелкое море с отдельными участками низменной суши;

— калининское время – ледниковый щит.

Характерной особенностью четвертичного разреза Балтийского щита является небольшая мощность четвертичных отложений (от n x 10 м до 130-150 м – в областях аккумуляции).

Четвертичные отложения, развитые на Балтийском щите на дневной поверхности определенно коррелируются с амплитудами новейших тектонических движений:

— в области максимальных поднятий (Хибины) кроме других широко развиты коллювиальные отложения;

— в области средних (до 500 м) поднятий наряду с ледниковыми отложениями верхнего плейстоцена развиты элювиально-делювиальные (там, где ледниковые не развиты);

— в области незначительных (до 200 м) поднятий представлены гляциальные и флювиогляциальные отложения верхнего плейстоцена и, в меньшей степени, морские верхнеплейстоценовые и голоценовые;

— в области опусканий развиты отложения морского и лимнического происхождения (верхней плейстоцен и голоцен).

Изменение геоморфологических ландшафтов в некоторые временные отрезки четвертичного периода в пределах Русской плиты происходило в следующем порядке:

— эоплейстоцен – возвышенная денудационная равнина (Средневолжская и Подольская возвышенности), низменная равнина (северная часть Черного моря);

— ранний неоплейстоцен, окское время – низменные и возвышенные денудационные равнины (Приволжская и др.), морские равнины (Прикаспий, Черное море), ледниковый щит в С-З части плиты мощность до 3 км (мощность гляциальных отложений 10 – 35 м), реки – в современных контурах;

— средний неоплейстоцен, днепровское время – ледниковый щит (мощность гляциальных отложений от 13 м в районе г. Москвы до 40 м – в районе г. Воронежа), возвышенные и низменные равнины, сокращение акваторий Каспийского и Черного морей;

— верхний неоплейстоцен, микулинское время – возвышенные и низменные равнины, наступление Черного моря;

— верхний неоплейстоцен, калининское время – ледниковый щит (мощность ледниковых отложений в районе г. Вологды – 20 м), формирование лёссов в пределах приледниковой равнины.

На дневной поверхности четвертичные отложения в пределах внеледниковой области Русской плиты представлены следующими генетическими типами:

— элювием (Ставропольская возвышенность, Подольская возвышенность);

— элюво-делювием (водораздельные области: Приволжская возвышенность и др.);

— делювием (склоны речных долин);

— аллювием (нижние уровни речных долин).

В ледниковой области на поверхности преобладают ледниковые отложения днепровского, московского, калининского и осташковского оледенений, флювиогляционные и озерные (в том числе, озерно-ледниковые) отложения.

Геоморфология и геология четвертичных отложений Среднего Поволжья (район г.Казани).[2]

Казань располагается на левом берегу г.Казани. В этом районе Волга резко меняет свое направление с широтного на меридиональное, огибая у Верхнего Услона брахиантиклиналь южного продолжения Вятского Вала и течет здесь по сиклинальному погружению.

Долина Волги в районе Казани имеет резко выраженное асимметричное строение, типичное для рек северного полушария.

Правобережье Волги является северной краевой зоной Приволжской возвышенности, водоразделы которой характеризуются отметками 180-190м и представляют собой неровные холмистые равнины, круто обрывающиеся к долине современной Волги. Высота уступов достигает 130-140м.

В левобережной части Волги берег сильно сглажен и понижен. Он уступает место речным террасам, имеющим здесь широкое распространение. Общая ширина левобережной части долины не превышает 10 км.

Территория Казани расположена как на поверхности террас, так и на левом (восточном) коренном берегу Волги. Наиболее древняя (окская) терраса находится на высоте 110-130м.

Террасы Волги располагаются полосами, повторяющимися очертания ее русла.

Всего выделяется 5 террас:

— пойменная;

— 1-ая надпойменная (микулинско-одинцовская, Q3 );

— 2-ая надпойменная (одинцовско-московская, Q2 );

— 3-ая надпойменная (лихвинско-днепровская, Q2 );

— 4-ая надпойменная (окская, Q1 ).

Четвертичные отложения, слагающие названные террасы, залегают на пермских и, в основном, на плиоценовых отложениях. Эоплейстоценовые отложения в районе г.Казани достоверно не установлены.

В пределах Казани по поверхности спириферового горизонта (кровля нижнеказанского подъяруса) выделяются три антиклинальные структуры, разделенные выполненными плиоценом синформами:

— Киндерская (меридиональная асимметричная складка с амплитудой 80м и падением крыльев 0,014-0,018);

— Казанская с тремя куполами (Кремлевским, Борисовским и Новониколаевским) и падением крыльев до 0,045;

— Верхнеуслонская.

Верхнепермские (казанские) отложения в долине и западнее Волги образуют серию удлиненных блоков расположенных: а) восточнее реки Нокса; б) вытянутых по линии озеро Нижний Кабан – озеро Средний Кабан – озеро Верхний Кабан.

На большей части площади четвертичные отложения залегают на плиоценовых. Общая мощность последних изменяется от 10 до 60-80 (максимум – 103м). Отложения верхнего неогена заполняют синформы.

В разрезе плиоцена выделяют два комплекса: нижний и верхний.

Нижний комплекс общей мощностью до 56,4м примерно на три четверти сложен песчаными породами, менее развиты алевритистые глины и глины. Песчаные породы представлены русловыми фациями аллювия. Споровопыльцевые спектры свидетельствует о преобладающем развитии в это время в районе хвойных (сосновых и еловых) лесов. Названные спектры близки спектрам, характеризующим кинельские отложения.

Верхний комплекс, залегающий на нижнем со следами размыва, в основании сложен песками, нередко с галькой пермских отложений. Выше залегают перемежающиеся пески, супеси, суглинки и глины. Общая мощность отложений варьирует от 4-6,5м до 44-47м. Спорово-пыльцевые спектры нижнего и верхнего комплексов имеют большое сходство, при этом в верхнем отмечаются отдельные споры теплолюбивых растений.

Нижний плейстоцен (800-200 тыс.лет) представлен в основном аллювиальными отложениями, слагающими окскую (4-ую надпойменную) террасу р.Волга. Окская терраса находится на водоразделе рек Волги-Казанки и Камы.

Западная граница террасы проходит примерно по линии улиц Мавлютова –Карбышева – Гвардейская – Ершова, восточной является река Нокса.

Абсолютные отметки поверхности террасы – от 90-100м до 140-145м. Она на 60-90м возвышается над современным уровнем Куйбышевского водохранилища. Террасовый уступ выражен неясно. Поверхность террасы ровная, платообразная, в краевых частях осложнения оврагами.

Тыловая часть террасы проводится в бассейне р.Нокса.

Как наиболее древняя окская терраса в результате длительного воздействия на слагающие ее отложения процессов выветривания и эрозии гипсометрически снижена и перекрыта чехлом делювиальных отложений.

Ширина террасы от 1-1,5 до 4-4,5 км ( в юго-восточной части). В сторону р. Казанка уступ террасы высокий и крутой, осложненный овражной эрозией и оползневыми процессами. В сторону 3-ей надпойменной террасы резкого уступа не наблюдается: террасы сочленяются, постепенно сменяясь одна другой.

Максимальная мощность окских отложений 75-80м. В их разрезе выделяют два ритмично построенных комплекса:

— верхний (мощностью около 30 м), сложенный в нижней своей части мелкозернистыми песками, в верхней – суглинками;

— нижний ( мощностью 45-47м), представляющий в нижней части мелко-, среднезернистыми песками с крупной кварцевой галькой в основании, в верхней – алеврито-песчаными тонкослоистыми глинами.

Среди терригенных минералов окских отложений преобладает кварц (до 99%), в тяжелой фракции – минералы группы эпидот-цоизит (до 70%), ильменит и роговая обманка.

Г.И.Горецкий относит верхнюю часть осадков окского горизонта к перигляциальной аллювиальной формации. О.Н.Малышева полагает, что для этого нет оснований и отложения окского горизонта следует относить к типичным аллювиальным.

По данным спорово-пыльцевого анализа в нижней части разреза окского горизонта установлена пыльца ели и в меньших количествах — сосны и березы. В верхней части разреза преобладает пыльца степной растительности областей сухого и холодного климата.

Средний плейстоцен (200-100 тыс. лет) представлен аллювиальными отложениями, слагающими лихвинско-днепровскую и одинцовско-московскую речные террасы.

Поверхность лихвинско-днепровской террасы, сформированной в лихвинское межледниковье и днепровское ледниковье, находится на абсолютных отметках 130-80 м и имеет ширину 1,5-3км.

Терраса находиться южнее Кремля и протягивается полосой, имеющей ширину 1,5-2 км.

Резким уступом высотой до 20м она отделяется от более молодой микулинско-калининской. Подошва террасы имеет абсолютные отметки 26-45м и лишь в участках развития останцового рельефа (Кремль) – 55-60м. От вышележащей окской террасы морфологически не отличается. Поверхность террасы холмистая с блюдцеобразными понижениями, карстовыми воронками и широким развитием овражной сети.

Мощность отложений днепровской ступени от 5-10 до 80-90м.

Западная граница лихвинско-днепровской террасы проходит примерно по линии улиц Оренбургский тракт – Свердлова – Островского, восточная – по линии улиц Мавлютова – Карбышева – Гвардейской — Ершова.

В составе отложений, слагающих террасу, выделяют 2 ритмично построенные свиты.

Нижняя свита (мощность 32-50м) сложена мелко-, крупнозернистыми глинистыми песками с обломками карбонатных пород. Верхняя свита (мощность 35-65м) в основании сложена мелко-, среднезернистыми песками, сменяющимися вверх по разрезу толщей супесчано-алеврито-глинистых отложений.

Для отложений описанных свит характерна горизонтальная и слегка волнистая слоистость.

В участках развития останцов, сложенных пермскими отложениями, мощность аллювия уменьшается до 8-16м. Здесь наблюдаются отложения супесчано-глинистого состава, песков – мало.

Легкие фракции терригенных отложений сложены кварцем (86-98%) и полевыми шпатами (5-9%). В составе тяжелых фракций преобладают минералы группы цоизит – эпидот (21-23%, до 51%), характерны – амфиболы (13-23%), циркон (до 3-7%), ильменит, дистен, ставролит, рутил, турмалин, магнетит.

Спорово-пыльцевой анализ показал существование в период формирования описываемых отложений открытых слабо заселенных степных ландшафтов в условиях значительного похолодания климата.

Одинцовско-московская терраса (абсолютные отметки поверхности – от 70-90 до 100 м, ложа -0+5м) в пределах Казани развита не повсеместно. Вдоль Волги она развита в верхней своей части, а основание ее погружено под 1-ую надпойменную (микулинско-одинцовскую) террасу. Поверхность ее представлена холмистым плато, плавно понижающимся к Волге (здесь – район оз.Лебяжье – наблюдаются песчаные холмы эолового происхождения высотой до 8-10м. Высоким уступом терраса отделяется от микулинско-одинцовской террасы.

Мощность отложений, слагающих террасу, варьирует от 10-12м до 80-90м. Среди них преобладают песчаные породы в основном кварцевого (92-100%) состава. В тяжелой фракции преобладают минералы группы эпидот-цоизит (31-46%), амфиболы (13-24%), ильменит (5,7-19,4%).

Спорово-пыльцевые комплексы характеризуются преобладанием пыльцы древесной растительности и появлением теплолюбивых форм.

Верхний плейстоцен (100-10 тыс.лет) представлен аллювиальными отложениями, слагающими микулинско-калининскую (1-ую надпойменную) террасу. Ориентировочные границы террасы в южной части г.Казани проходят: восточная – по линии улиц Оренбургский тракт- Островского, западная – в районе улицы К.Якуба (речной порт).

Названная терраса возвышается над уровнем Куйбышевского водохранилища на 6-8м. Абсолютные отметки ее поверхности – 53-59м. На отдельных участках наблюдается террасовый уступ высотой 4-6м. Глубина максимального вреза достигает абсолютных отметок 18-25м. Ширина террасы 0,5-4км.

Поверхность террасы ровная, слабо всхолмленная, усложнена значительными депрессионными плоскими впадинами, занятыми озерами (озера Нижний и Средний Кабан, Черное озеро). Поверхность заболочена, наблюдаются карстовые блюдцеобразные понижения и воронки.

Мощность аллювиальных отложений, слагающих террасу изменяется от 20-28(до40м) до 6-8м. Вверх по разрезу аллювия происходит постепенная смена песчано-галечных пород русловой фации глинистыми пойменными отложениями.

Поверхность микулинско-калининской террасы р.Казанки находится на отметках 55-60, ложе – 36-41мм Здесь широко развиты торфяники мощностью до 3-4 м. Мощность аллювиальных отложений от 11-13 до 18-22м. Состав аллювия р.Казанки более глинистый в отличие от волжского. Минеральный состав аллювия: кварц (не менее 95%), в составе тяжелой фракции отмечается повышенное (до 24%) содержание амфибола (см. выше).

Голоцен (моложе 10-12 тыс.лет) в районе г.Казани слагает пойменные террасы рек. Пойменная терраса р.Волги затоплена, т.е. находится ниже уровня Куйбышевского водохранилища.

В ее составе выделялись аллювиальные отложения русловой (мелко-, крупнозернистые пески), пойменной (тонкослоистые пески, супеси, суглинки, глины) и старичной (линзы глин, суглинков) фаций суммарной мощностью 15-25м.

Пойменная терраса р.Казанки также затоплена.

Кроме аллювиальных повсеместным распространением пользуются элювиально-делювиальные отложения.

В составе делювия преобладают коричневые, желтовато-коричневые известковистые пылеватые суглинки с мелкими — карбонатными стяжениями.

В области развития пермских отложений в составе элюво-делювия отмечается значительная примесь щебня, на террасовых поверхностях появляются пески (образуют линзы мощностью до 20 см).

Мощность элювиально-делювиальных отложений изменяется от 0,2 до 10м, составляя обычно 1,5-2м.

СИБИРСКАЯ ПЛАТФОРМА

В пределах Сибирской платформы (СП) выделяются тектонические элементы I порядка: Алдано-Становой щит и Лено-Енисейская плита. В контурах последней выделяются две области, где на дневной поверхности обнажается раннедокембрийское основание СП: это Анабарский массив и Оленёкский выступ.

Геологические комплексы, слагающие Лено-Енисейскую плиту, представлены в основном, осадочными горизонтально залегающими породами, за исключением Тунгусской синеклизы (в строении её преобладают эффузивы основного состава) и юго-западной части СП, где раннепалеозойские осадочные породы залегают моноклинально и образуют линейные складки СВ простирания.

Геодинамические режимы. В новейшее время в пределах СП господствовали следующие геодинамические режимы: платформенный, эпиплатформенный орогенный и эпиплатформенный рифтовый.

В отношении содержания, которое вкладывается в понятие «платформенный режим» необходимо дать некоторые пояснения. По мнению авторов «Карты новейшей тектоники СССР» (Н.И.Николаев и др.) СП (за исключением Станового геоблока) развивалась в неоген – четвертичное время в платформенном режиме. Однако, так ли это? И может ли называться область проявления процессов активного горообразования (орогенеза) платформенной? Приведу названия и высотность некоторых орографических элементов СП:

— Алданское нагорье (500-2250м);

— Становой хребет (до 2250 м);

— Средне-Сибирскоеплоскогорье (500-1700м);

— Лено-Анабарскоеплато (500-1500м);

— Ангарский кряж (500-946м).

Очевидно, что названные орографические области являются элементами низко-, средне- и, частью, высокогорных ландшафтов. Почему же возникла такая ситуация? Мне представляется, что это связано, прежде всего, с трепетным отношением геологов-тектонистов к понятию «платформа» и, особенно, «древняя платформа». Если вспомнить историю развития СП, то можно назвать еще несколько периодов, когда отдельные её сегменты эволюционировали в неплатформенном режиме. Так, в конце юры — начале мела, когда происходило «захлопывание» Монголо-Охотского сегмента Урало-Азиатского палеоокеана, юго-восточная часть СП (Становой геоблок) являлась областью проявления геодинамического режима активных континентальных окраин. В это время в зоне Станового шва формировались грабенообразные тыловодужные прогибы (Чульманская и др. впадины), а осевая часть Станового геоблока представляла собой вулкано-плутонический надсубдукционный пояс.

Не вызывает сомнения, что геотектонический режим, приводящий в возникновению горных ландшафтов следует именовать орогенным, а области с амплитудами новейших воздыманий более 400 – 500 м (которые «определяют» трансформацию равнинных в ландшафты горные) необходимо относить к областям господства не платформенного, но орогенного эпиплатформенного режима.

Таким образом, к областям проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза следует отнести следующие основные геоморфологические (в скобках – тектонические) единицы СП:

— Становой хребет (зона Станового шва – серия разломов, маркирующих границу Алданского и Станового геоблоков Алдано-Станового щита);

— Алданское нагорье (значительная южная часть Алданского геоблока);

— Анабарское плато (Анабарский массив);

— Средне-Сибирское плоскогорье (центральная и северная часть Тунгусской синеклизы);

— Приангарское плато (Байкитская антеклиза);

— Лено-Ангарское плато, Ангарский кряж (Непско-Присаянская антиклинальная зона);

— Приленское плато (Алданская моноклиза);

— Заангарское плато (Байкитская антеклиза).

Непско-Присаянская зона (область проявленная в раннепалеозойских отложениях юго-западной части СП складчатых деформаций) в отдельных своих частях представляет собой высокую равнину, низкогорное и среднегорное плато с широким проявлением куэстовых форм рельефа.

В пределах Прибайкальской зоны развит низкогорный (500-1000 м) холмисто-грядовый рельеф с широким проявлением отпрепарированных складчатых форм (в т.ч. куэстовых).

Алданская моноклиза, сложенная, в основном, карбонатными отложениями, это область широкого развития наложенных (экзогенных) карстовых форм рельефа. Алданская моноклиза в геоморфологическом отношении представляет собой структурно-денудационное увалисто-холмистое ступенчатое плато с высотными отметками, превышающими 1000 м(южная часть) и находящимися в диапазоне 500-1000 м (северная часть), и высокую равнину того же геоморфологического типа (севернее р. Лена). Преобладающий карбонатный состав слагающих эту структуру пород определяет широкое проявление в этой области экзогенных (карстовых) форм рельефа.

Юрские впадины (Чульманская и др.) представляют собой структурно-денудационные увалисто-холмистые ступенчатые плато на горизонтально залегающих породах.

Области проявления платформенного режима на СП также имели широкое распространение. Это большая часть Вилюйской синеклизы (Центрально-Якутская равнина), северо-восточная часть СП (район Оленёкского выступа, основная часть Анабарской синеклизы) и др.

Анабарский массив представлен высокой (200-500 м) денудационной плоско-увалистой равниной (плато) с разной (обычно – слабой) степенью проявления древних складчатых форм.

Северная часть Алданского геоблока представляет собой денудационную высокую плоско-увалистую равнину со слабым проявлением структурных форм.

Геодинамический режим эпиплатформенного рифтогенеза проявился в западной части Алдано-Станового щита. Здесь располагается северо-восточное окончание («хвост») Байкало-Хубсугульской рифтовой зоны.

Большая часть территории СП в новейшее время испытывала воздымание. Амплитуды сводово-блоковых перемещений в различных её частях составляли величины от первых сотен метров (Вилюйская синеклиза) до 0,5-1 км (северная часть Тунгусской синеклизы и Непско-Присаянская зона) и даже до 1,5 км (Алдано-Становой щит).

Опускания неоген-четвертичного времени проявлены локально. Наиболее масштабные опускания (до 800 м) реконструируются для района, расположенного в приустьевой части р. Алдан.

Типы (горные, равнинные) и высотность (низкогорные и др.) сформированных в новейшее время геоморфологических ландшафтов СП определялась прежде всего амплитудами неоген-четвертичных воздыманий. Специфические же особенности горных ландшафтов (нагорья, хребты, плоскогорья, плато, кряжи, и др.) были обусловлены геологическими факторами и, главное, характеристиками геологического строения донеогенового основания воздымавшихся блоков (типы залегания и ориентировка геологических тел, слагающих тектонические структуры).

Так в областях разрывно-складчатого строения донеогенового основания (Алданский геоблок, Анабарский массив) сформировались геоморфологические ландшафты типа нагорий (Алданское) и плато (Анабарское).

На территории Тунгусской синеклизы (область проявления эффузивов трапповой формации, залегающих горизонтально и характеризующихся высокой устойчивостью к воздействию эрозионно-денудационных процессов) сформировалось Средне-Сибирское плоскогорье – разновидность горного ландшафта. Составляющие его столовые горы (горы с плоскими горизонтальными вершинами) расчленены крутосклонными речными долинами и относятся к типу структурно-денудационных столовых плато на горизонтально залегающих пластах.

В районах развития моноклинально залегающих и смятых в складки осадочных пород возникли холмисто-грядовые высокие плато (например Лено-Ангарское) с широким развитием куэстовых форм рельефа и кряжи (Ангарский кряж) – вытянутые в плане холмисто-грядового строения области с отчетливо выраженными в рельефе элементами складчатых структур.

Равнинные ландшафты на СП разделяются по высотности на низменные и возвышенные (высокие равнины).

К низменным равнинам относятся Центрально-Якутская (область развития мезозойских горизонтально залегающих осадочных пород в восточной приленской части Вилюйской синеклизы), к высоким – Приленское плато (площадь развития кембрийских отложений в пределах северной части Алданской моноклизы), Анабарское плато, западная часть Центрально-Якутской равнины и северо-восточная часть СП.

По господству в пределах равнин аккумулятивных и денудационных процессов выделяют соответствующие типы. Отмечу здесь, что в разряд аккумулятивных входит только Центрально-Якутская.

По выраженности в рельефе элементов геологического строения донеогенового основания среди равнин выделяются:

— пластовые, или структурно-денудационные (Приленское плато и др.).

— аструктурные, или денудационные (Анабарское плато, равнина в северной части Алдано-Станового щита, северо-восток СП).

Области развития юрских пород в юго-западной и южной частях СП представляют собой высокую увалисто-холмистую, ступенчатую структурно-денудационную равнину.

Площадь развития юрских отложений в восточной части СП – это плосковолнистая высокая структурно-денудационная равнина.

В области развития меловых пород в приленской части СП наблюдается низкая аккумулятивная равнина. Здесь господствуют плоскогрядовые аллювиальные и озерно-аллювиальные, а также плосковолнистые аллювиальные формы рельефа.

Таким образом, возникновение основных типов геоморфологических ландшафтов определяется с одной стороны геодинамическим режимом и его характеристиками (знак, амплитуда, скорость, контрастность тектонических движений) и, с другой, – особенностями геологического строения и, главным образом, формами залегания геологических тел донеогенового основания территории.

Четвертичные отложения. Генетическая принадлежность четвертичных отложений определяется типами геоморфологических ландшафтов, формирующихся на той или иной территории.

В пределах горных областей преобладают склоновые отложения гравитационной, водно-гравитационной и флювиальной групп. В областях проявления специфических плоскогорных ландшафтов, кроме того, формируются и сохраняются (на плоских вершинах гор) несвойственные горным областям отложения элювиального происхождения. Кроме того, в краевых частях плоскогорий широким развитием пользуется особый тип солифлюкционных отложений – курумы.

Аккумулятивные равнины – это области господства флювиального процесса. Среди развитых здесь отложений преобладают аллювиальные, аллювиально-лимнические и лимнические.

В пределах структурно-денудационных и денудационных равнин и плато проявлены элювиальные (на плоских водоразделах), делювиальные (пологие склоны водоразделов), флювиальные (главным образом, аллювиальные) отложения, а в районах развития расчлененного рельефа – также коллювиальные отложения.

Палеогеографические обстановки основных ледниковых эпох в истории развития СП в новейший этап её развития реконструируются следующим образом.

В самаровское время СЗ часть СП была перекрыта ледниковым щитом мощностью до 2 км.

В зыряновское время в районе в районе плато Путорана существовали горные ледники.

Моренный плоско-волнистый рельеф проявлен ограниченно на севере СП. Мерзлотно-термокарстовые формы рельефа развиты на значительных площадях в пределах СП.

УРАЛО -АЗИАТСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС

Урало-Азиатский подвижный (складчатый) пояс (УАПП) – структура, сформированная на месте так называемого Палеоазиатского океана, заложенного в рифее и прекратившего свое существование в конце палеозоя – начале мезозоя (Лобковский, Хаин, Никитин, 2004). Пояс занимает область, заключенную между Восточно-Европейской, Сибирской, Таримской и Китайско-Корейской древними платформами, приведенную в соприкосновение с геологическими структурами Средиземноморского (на юго-западе), Тихоокеанского (на юго-востоке) и Северо-Атлантического поясов. В состав пояса входят следующие складчатые сооружения (Тимано-Печеро-Баренцевоморское, Новоземельское-Пайхойско-Уральское, Енисейско-Восточно-Саянское, Алтае-Саянское, Обь-Зайсанское, Казахстано-Северо-Тянь-Шаньское, Байкальское, Восточно-Забайкальско-Охотское, Буреино-Дунбейское) и плиты молодых платформ (Западно-Сибирская, Северо-Туранская).

В пределах УАПП в новейшее время господствовали различные геодинамические режимы (в скобках – геологические структуры, развивавшиеся в этом режиме):

— платформенный режим (Тимано-Печеро-Баренцевоморское сооружение, восточная и юго-восточная часть Уральского складчатого сооружения, Западно-Сибирская эпигерцинская молодая платформа, Салаирская складчатая зона в северо-западной части Алтае-Саянской области, ядерная часть Буреинско-Дунбейского складчатого сооружения);

— эпиплатформенный орогенез (Пайхойско-Новоземельское и Западно-Уральское складчатые сооружения, большая часть Алтае-Саянского, Байкальское, Восточно-Забайкальское-Охотское и периферическая часть Буреинско-Дунбейского складчатых сооружений);

— внутриконтинетальный эпиплатформенный рифтогенез (Байкало-Хубсугульская зона, локализованная в пределах Алтае-Саянского и Байкальского складчатых сооружений и западной части Алдано-Станового щита).

Ниже последовательно рассмотрены основные структурные элементы УАПП, локализованные на территории РФ.

Тимано-Печеро-Баренцевоморское сооружение (ТПБС) принадлежит байкалидам. Складчатый докембрийский фундамент его представлен осадочными относительно слабометаморфизованными, интенсивно деформированными (складчатые и разрывные дислокации) отложениями. Они фрагментарно обнажены вдоль юго-западного ограничения описываемой структуры в пределах так называемого Тиманского поднятия. Преобладающая часть последней с поверхности сложена горизонтально залегающими мезозойскими и палеозойскими (Тиманское поднятие) осадочными породами, образующими плитный (эпибайкальский) чехол ТПБС.

В новейшее время ТПБС развивалось в платформенном режиме, испытывая воздымания амплитудой до 300 м (максимальные – на Тиманском поднятии) при преобладающих в 50-150 м. Опускания с амплитудой до 100 м зафиксированы в северной, примыкающей к Печорскому морю, области.

Тиманский кряж представляет собой возвышенную (высотой более 200 м) холмисто-грядовую денудационную равнину, в пределах которой широко развиты делювиальные и элювиально-делювиальные отложения.

Большая континентальная часть ТПБС (Печорская плита) в новейшее время представляла собой в новейшее время область относительных опусканий – слабо воздымающуюся область, обрамленную структурами, испытывавшими более масштабные поднятия (Тиманской, Пайхойской, Северно- и Полярно-Уральской).

В геоморфологическом отношении Печорская плита представляет собой аккумулятивную плоско-волнистую водно-ледниковую (южная часть плиты) и холмистую ледниковую, или моренную (северная часть плиты) равнины, именуемые в целом Большеземельской тундрой.

Западно-Сибирская платформа (ЗСП) относится к категории молодых эпигерцинских платформ. Вся площадь ЗСП покрыта чехлом горизонтально залегающих мезозойских (юра-мел) и кайнозойских отложений, перекрывающих чехлом мощностью от первых сотен до 8000 м складчатые структуры герцинского фундамента.

В течение новейшего времени ЗСП развивалась в платформенном режиме. Большая её часть испытывала в этот период малоамплитудные (до 100 м) воздымания. Область более мощных (более 100 м)поднятий занимает центральную – южную периферийную часть ЗСП. Эта зона выражена серией равнин (с запада на восток): Ишимской, Кулундинской и Чулымской.

И, наконец, области опусканий (с суммарной амплитудой до 100-200 м) сконцентрированы в северной приокеанской части ЗСП, а также в южном обрамлении плиты на границе её с областью проявления эпиплатформенного орогенного геодинамического режима.

Областям наиболее мощных воздыманий в пределах ЗСП соответствуют эндогенные структурно-денудационные плоско-волнистые низкие равнины, областям опусканий и слабых поднятий – низкие аккумулятивные (плоскогрядовые аллювиальные и аллювиально-лимнические в центральной и южной и плоские морские –в северной части ЗСП) равнины.

Экзогенный рельеф ЗСП наиболее широко представлен в центральной – северной ее части, где развиты холмистые ледниковые и плосковолнистые флювиогляциальные ландшафты.

История развития рельефа ЗСП в течение четвертичного периода реконструируется следующим образом:

— эоплейстоцен – низменная аккумулятивная равнина;

— ранний неоплейстоцен (шайтанское время) – низменная аккумулятивная равнина с участками периодического обводнения (с озерами, водоемами; на севере в окское время находился материковый и шельфовый ледник; долины крупных рек примерно соответствуют современным;

— средний неоплейстоцен (самаровское время) – северная-центральная часть ЗСП перекрыта мощным ледниковым щитом (в крайней северной части – шельфовый ледник), южная часть ЗСП – низкая приледниковая равнина;

— поздний неоплейстоцен (казанцевское время) – низкая (в южной части возвышенная) аккумулятивная равнина;

— поздний неоплейстоцен (ермаковское время) – низкая аккумулятивная равнина, на севере – ледниковый щит.

Генетические типы отложений, сформированные в четвертичный период, определяются с одной стороны, интенсивностью проявления тектонических движений и, как следствие, типами геоморфологических ландшафтов и, с другой, — влиянием (нередко определяющим) климатического фактора.

Так в областях наиболее масштабных воздыманий, представленных структурно-денудационными равнинами преобладающими являются элювиальные и элювиально-делювиальные отложения. Областям новейших опусканий соответствуют аккумулятивные аллювиальные и озерно-аллювиальные низкие равнины, характеризующиеся развитием соответствующих генетических типов отложений, а на севере ЗСП – морских отложений.

В северной-центральной частях ЗСП широко проявлены ледниковые и водно-ледниковые отложения, а также лессовые приледниковые (сформированные в пределах приледниковых равнин). Лессовые отложения в южной части ЗСП имеют другую природу (эоловую) и источник обломочного материала (аллювий и озерные отложения).

Новоземельско-Пайхойско-Уральская область – это складчатое сооружение позднепалеозойского возраста, которое в течение второй половины мезозоя – раннем кайнозое развивалась в платформенном геодинамическом режиме, будучи в это время равниной, временами (в восточной своей части) заливаемой морем.

В новейший этап развития описываемой территории западная ее часть оказалась в области господства геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза, восточная (как и в мезозое – раннем кайнозое) развивалась в режиме платформенной стабилизации.

Орогенические движения новейшего времени характеризовались относительно небольшими суммарными амплитудами (250-1000м), что определило формирование в области их проявления низкогорного (500-1000 м, редко более) сооружения, протягивающегося от Южного Урала (Мугоджары) через Средний, Северный и Полярный Урал в Пайхой и на Новую Землю. Неотектонические воздымания захватили, в основном, Западную мегазону (палеоконтинентальный сектор) Уральского складчатого сооружения, западную часть Тагило-Магнитогорского «прогиба» и, на Южном Урале, — западную часть Урало-Тобольского «поднятия».

Уральский неотектонический ороген представляет собой, таким образом, прерывистую полосу развития горного рельефа шириной 100-300 км, протягивающуюся от Новой Земли до Элисты.

В пределах Горного Урала развиты низкогорные хребты с узкими гребнями и отчетливым выражением в рельефе древних разрывно-складчатых структур, разделенными денудационными и аккумулятивными плоско-увалистыми внутригорными впадинами, а также массивные низкие горы с широким развитием древних плоскостей выравнивания.

Горный Урал – эталонная низкогорная область, где наблюдается отчетливая корреляция элементов рельефа и геологического строения. Так в районе г.Миасса (Южный Урал) возвышенные формы рельефа (горные хребты высотностью до 1000 м) сложены обычно наиболее устойчивыми в этом районе породами (ультрамафиты, эффузивы основного-среднего состава), пониженные (межгорные впадины) – более подверженными процессам денудации (осадочные терригенные и карбонатные породы).

Наиболее широко в горной части Урала представлены коллювиальные и делювиальные отложения, формирующиеся на крутых и пологих склонах горных возвышений. Межгорные впадины обычно маркируются более или менее крупными водотоками и связанными с их функционированием комплексами речных террас. Это области аккумуляции, сложенные делювиальными (подножья склонов), аллювиальными, озерными и болотными (нижние части впадин) отложениями.

Пайхойский сегмент, пространственно совпадающий с одноименным антиклинорием, представляет собой низкогорную область в контурах которой развиты с одной стороны – вытянутые в плане горные массивы с широким развитием древних поверхностей выравнивания и отчетливым выражением в рельефе плана палеозойских разрывно-складчатых структур и, с другой, –горные хребты с узкими гребнями и наследованием ими древнего структурного плана.

В обрамлении Пайхойской низкогорной области широким развитием пользуются также ледниковые (моренные) отложения (следы днепровского покровного и, в основном, осташковского горно-долинного оледенений), сохранность которых определена их локализацией в межгорных впадинах.

Новоземельское горно-складчатое сооружение характеризуется зональным строением. Северо-восточная часть Новой Земли – это низкогорная область с отчетливо проявленными поверхностями выравнивания ледникового происхождения, пространственно совпадающая с Северо-Новоземельским антиклинорием. Большая ее часть перекрыта современным ледниковым покровом мощностью в первые сотни метров.

Новоземельский горный массив «обрамлен» полосой денудационных высоких полого-увалистых равнин, а последняя, в свою очередь, – прибрежной аккумулятивной плоской морской равниной.

Платформенные условия в новейшее время проявлялись в обрамлении Пайхойского и восточной части Уральского горно-складчатых сооружений.

На Пайхое это области развития высоких и низких плоско-увалистых денудационных равнин. В пределах Урала платформенные условия в неогене-квартере сохранялись в юго-восточной его части: восточной части Магнитогорского и Тагильском «мегасинклинориях», большей части Урало-Тобольского мегантиклинория и Зауралье. Основными типами геоморфологических ландшафтов здесь являются высокие денудационные плоско-увалистые равнины с разной степенью проявления в рельефе древних разрывно-складчатых структур и, фрагментарно, – аккумулятивные озерные равнины.

Генетическая принадлежность четвертичных отложений, развитых в области Восточно-Уральской неотектонической платформы («Зауральское плато»), определяется типами геоморфологических ландшафтов в области формирования которых они образуются. Среди них преобладающими являются элювиальные (водоразделы), делювиальные (пологие склоны), аллювиальные (речные долины) и озерные отложения небольшой (до первых десятков метров) мощности.

Примыкающая к Уралу западная часть Западно-Сибирской плиты, также, как и все Зауралье, с лейаса развивается в платфоренном режиме, представляя собой высокую (в западной своей части) и низкую структурно-денудационную равнину – область формирования эллювиальных и делювиальных отложений.

Алтае-Саянская область (АСО) представляет собой гетерогенное складчатое сооружение, включающее зоны байкальской, каледонской и герцинской стабилизации. Отметим здесь, что возраст складчатых зон закономерно омолаживается в направлении с востока на запад. Ориентировка складчатых структур в пределах АСО разнообразна: восток-северо-восточная (Западный Саян, юго-восточная часть Восточного Саяна, Томь-Колыванская зона), северо-западная (Горный Алтай, Восточный Саян, Кузнецкий Алатау). В АСО известны структуры, относящиеся к брахиформным и сложенные слабо- и умереннодеформированными осадочными и вулканогенными отложениями девона-перми (Минусинские впадины, Кузнецкий прогиб, Тувинская впадина). Кроме того, достаточно широко представлены и области развития близгоризонтально залегающих пород. Это поля развития мезозойских и раннекайнозойских отложений, развитых, в основном, по внешнему контуру выхода на дневную поверхность складчатых комплексов позднего докембрия – палеозоя и, в меньшей степени, – во внутренних частях палеозойских впадин и прогибов.

Особенностью АСО является и широкое проявление в составе многих структур гранитоидных интрузий датируемого средним-поздним кембрием, ордовиком-силуром, ранним девоном и поздним палеозоем.

В течение средней юры-палеогена АСО развивалась в платформенном геодинамическом режиме, представляя собой в это время обширную континентальную денудационную равнину – источник обломочного материала, который аккумулировался в пределах Западно-Сибирской плиты.

На территории АСО в новейшее время проявились геодинамические режимы эпиплатформенного орогенеза, платформенный и эпиплатформенного рифтогенеза. Большая часть АСО представляла собой область проявления орогенических разноамплитудных движений. Платформенный режим проявлен локально в пределах Кузнецкого прогиба, Северо-Салаирского антиклинория. Эта область заключена примерно в четырехугольнике, вершинами которого являются города Томск, Ачинск, Новокузнецк и Новосибирск. И, наконец, зона проявления эпиплатформенного рифтогенеза занимает юго-западную часть АСО, включающую юго-восточную часть Восточного Саяна и Тувино-Северо-Монгольского палеомикроконтинента.

Проанализируем геологическое строение, неотектоническое развитие, геоморфологические ландшафты и особенности четвертичного литогенеза некоторых типовых тектонических структур АСО.

Рассмотрение начнем с областей проявления в новейшее время геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза.

Мегантиклинорий Горного Алтая (сложен интенсивно деформированными и расчлененными разрывными нарушениями северо-западного простирания отложениями позднего докембрия – девона) в геоморфологическом отношении представляет собой средне,- высокогорную область, характеризующуюся высокой контрастностью неотектонических движений. Амплитуды новейших воздыманий составляли в этом районе от 1000 до 4500 м, опусканий (межгорные впадины) – до 1000 м (Зайсанская впадина). Высокогорные области характеризуются узкими гребнями хребтов, слабым развитием древних плоскостей выравнивания и отчетливым – плана палеозойских разрывно-складчатых структур. В высокогорье широко проявлены наложенные экзарационные формы рельефа (альпийский рельеф). Межгорные впадины (Зайсанская и др.) представлены аккумулятивными озерными, озерно-аллювиальными и озерно-ледниковыми равнинами.

Сангиленская глыба (область весьма широкого развития гранитных интрузий раннего палеозоя) в геоморфологическом отношении представляет собой средне-, высокогорную область развития массивных (плоских) гор с развитыми поверхностями выравнивания.

Западно-Саянский «синклинорий» восток-северо-восточного простирания, обрамленный с севера и юга Борусским и Куртушибинским горст-антиклинориями, имеет складчато-блоковое строение и неотектоническая его структура в значительной степени является унаследованной. Центральная часть синклинория представлена среднегорной областью с широким развитием на водоразделах древних поверхностей выравнивания и отчетливым выражением в рельефе плана древних складчатых и разрывных структур. В то же время ограничивающие этот синклинорий горст-антиклинории – это среднегорные хребты с узкими гребнями водоразделов и слабым развитием древних поверхностей выравнивания при отчетливом выражении плана древних разрывно-складчатых структур.

Межгорные впадины (Кызыльская, Хамсаринская и др.) – это высокие равнины и плато (абсолютные отметки до 600-700 м), относящиеся к категории аккумулятивных плоских и плоско-волнистых (Кызыльская), аккумулятивных холмистых, ледниковых и водно-ледниковых (Хамсаринская) и, реже, – денудационных плато.

Минусинская впадина (область развития отложений нижнего девона-карбона, смятых в складки умеренной интенсивности и брахиформные) представляют собой низкие (до 1000 м) и средние (более 1000 м) по высотности денудационные плато с различной степенью проявления в рельефе структурных и, в частности, куэстовых форм. В контурах Минусинской впадины отмечаются выходы древних, преимущественно карбонатных по составу и гранитоидных комплексов, которым в рельефе соответствуют массивные (плоские) горы.

В районах проявления платформенного режима (амплитуды воздыманий в их контурах составляют 100-300 м) на складчатом основании (Салаирская зона) наблюдаются высокие денудационные плоско-увалистые равнины с разной степенью проявления в рельефе складчатых структур. Кузнецкая впадина (область развития близгоризонтально залегающих пород) представляет собой высокую структурно-денудационную плоско-волнистую, местами ступенчатую, равнину. Область, заключенная между складчатыми структурами Салаира и Горного Алтая (Барнаульская низменность), представляет собой низкую аккумулятивную плоскогрядовую аллювиальную и озерно-аллювиальную равнину. В долинах крупных рек развиты комплексы аллювиальных низких террас.

Зона проявления геодинамического режима внутриконтинентального рифтогенеза вытянута в субширотном направлении полосой шириной до 150-200 км, и в целом следует ориентировке (простиранию) складчатых структур домезозойского фундамента. Тектонические движения в этой полосе характеризовались высокой контрастностью: амплитуды линейных опусканий достигали здесь 600 м (район оз. Хубсугул), линейных воздыманий – до 1000 м. Области абсолютных опусканий или стабильные представлены аккумулятивными и денудационными (Тункинская) внутригорными впадинами, области воздыманий – наследующими разрывные структуры горными хребтами (например, Китойский) с узкими гребнями водоразделов. Характерной особенностью этой зоны является проявление здесь щелочно-базальтового вулканизма: высота некоторых горных вершин вулканогенного происхождения (например, в Восточном Саяне) превышает 2000 м.

Енисейский кряж (область развития позднедокембрийских карбонатно-терригенных отложений, смятых в складки ССЗ простирания и прорванных в центральной ее части интрузиями гранитоидов) в новейшее время развивался в орогенном эпиплатформенном режиме, испытывая воздымания умеренной (до 500-600 м) амплитуды. Это низкогорная область – серия субизометричных в плане горных массивов и непротяженных хребтов с широким проявлением древних поверхностей выравнивания и слабым отражением плана древних складчатых структур.

Восточно-Саянский сегмент Енисейско-Восточно-Саянского складчатого сооружения в новейшее время развивался в режиме эпиплатформенного орогенеза. Амплитуды воздыманий в пределах Восточного Саяна варьировали в пределах от 500 до 2000 м. Эта область относится к категории средне-, высокогорных. Составляющие ее горные хребты ориентированы в СЗ направлении. Они характеризуются отчетливым отражением плана древних складчатых структур и слабым развитием древних плоскостей выравнинвания.

Байкальская область (БО) охватывает Байкало-Патомскую, Байкало-Витимскую и Баргузино-Витимскую структурные зоны. В палеотектоническом отношении первая из них представляла собой в позднем протерозое пассивную окраину Сибирской платформы (СП), вторая – аккреционно-коллизионную (островодужно-офиолитовую) зону и третья – одноименный палеомикроконтинент, причлененный в конце протерозоя – начале палеозоя к пассивной окраине СП.

Складчатые структуры Байкало-Патомской и Байкало-Витимской зон имеют дугообразную в плане ( с выпуклостью на север) форму. Особенностью Баргузино-Витимской, Байкало-Витимской и южной части Байкало-Патомской зон является очень широкое развитие гранитоидов, занимающих, в частности, не менее 80 % площади Баргузино-Витимского кристаллического массива.

В новейшее время значительная часть БО вошла в состав Байкало-Хубсугульской зоны внутриконтинентального рифтогенеза, имеющей ширину до 300-400 км и протягивающейся в северо-восточном направлении на расстояние более 1500 км. В тектоническом плане зона представляет собой серию линейно-вытянутых, ограниченных разрывными нарушениями сбросового типа грабенообразных структур, обрамленных горстами. Фундаментом области проявления рифтогенеза являются: на востоке – западная часть Алдано-Станового щита, далее она протягивается на запад, маркируя Байкало-Витимский офиолитовый пояс, еще далее – на юго-юго-запад до окончания оз. Байкал и, наконец, — на запад в район Хамар-Дабанской, Гарганской и Сангиленской глыб Тувино-Северо-Монгольского кристаллического массива, где постепенно «теряется».

В физико-географическом отношении грабены выражены серией впадин (с северо-востока на юго-запад): Удоканской, Муйской, Верхне-Ангарской, Северо-Байкальской, Южно-Байкальской, Тункинской, Хубсугульской).

Байкало-Хубсугульская рифтовая зона характеризуется высокой контрастностью и дифференцированностью новейших тектонических движений: амплитуды новейших воздыманий (горстовые выступы) варьирует от 500 до 2000 м и более, опусканий (грабенообразные прогибы) – достигает 3000 м. Таким образом, общий размах тектонических движений превышает 5000 м.

Становое нагорье ( максимальные отметки 3067 на 3072 м), а также входящие в его состав широтные Муйский хребет и одноименная впадина, западная часть Кадарского хребта и продолжающие его на ЮЮЗ Байкальский (максимальная отметка 2588 м), Баргузинский и Икатский хребты и разделяющие их Северо-Байкальская и Баргузинская грабенообразные впадины – это область проявления геодинамического режима внутриконтинентального рифтогенеза высокой контрастности и размаха (до 5000 м). Это область развития крутосклонных средне-, высокогорных хребтов, которые маркируют контуры и простирание линейных разрывно-складчатых структур докембрийского-раннепалеозойского возраста. Районы развития гранитов выражены полями развития изолированных горных массивов с плоскими вершинами и пологими склонами.

Байкало-Хубсугульская рифтовая зона обрамлена областью господства геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза. Это область воздыманий с амплитудами от 500 до 1500 м.

Геоморфологическими элементами БО является низко-, среднегорные Патомское и Северо-Байкальское нагорья, пространственно совпадающие с Байкало-Патомской структурно-формационной зоной – областью проявления в неогене-квартере геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза.

Витимское плоскогорье – область проявления эпиплатформенного горообразования умеренной (амплитуды воздыманий 500-1000 м) интенсивности в регионе с чрезвычайно широким развитием гранитоидных интрузий, в конечном итоге и определивших геоморфологический облик (изолированные горные вершины с пологими сглаженными склонами) этой низко-, среднегорной области.

Забайкальско-Охотская складчатая область (ЗОСО), в состав которую условно включен также Буреинский кристаллический массив, находящийся в зоне «соприкосновения» Урало-Азиатского и Тихоокеанского подвижных поясов, относится к тектоническим структурам каледонской-герцинской, в восточной своей части – мезозойской (юрской) стабилизации.

Складчатые и разрывные структуры ЗОСО ориентированы в северо-восточном (западная часть) и субширотном направлении. Отметим здесь широкое развитие в западной части ЗОСО интрузий гранитоидов, несколько затушевывающих проявление разрывно-складчатых структур. В то же время простирание многих интрузий гранитоидов подчеркивает простирание разрывно-складчатых структур.

Буреинский массив (бм) в позднем протерозое – раннем мезозое представлял собой палеомикроконтинент, в краевых частях которого неоднократно (ранний палеозой, поздний палеозой, конец раннего-начало позднего мела) проявлялся геодинамический режим активных континентальных окраин и функционировали свойственные ему геодинамические ансамбли. С этими структурами, в частности, связаны мощные ареалы интрузивного гранитоидного (палеозой) и эффузивного (мезозой) магматизма.

Период платформенного развития в пределах ЗОСО и БМ был непродолжительным. Он датируется второй половиной мела-палеогеном. В это время в контурах БМ была сформирована обширная впадина, известная как Буреинская синеклиза, в которой в континетальных условиях происходило образование осадочных пород озерного, озерно-болотного и аллювиального происхождения. В других районах ЗОСО, осадочные породы этого возрастного уровня в позднем кайнозое были разрушены и переотложены.

Новейший этап развития ЗОСО ознаменовался проявлением на большой части этого сегмента Урало-Азиатского подвижного пояса геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза различной интенсивности. И лишь территория Буреинской синеклизы в новейшее время продолжала развиваться в платформенном режиме, являясь областью опускания с амплитудой до 500 м и районом мощной аккумуляции продуктов разрушения смежных с ней горных сооружений различной высотности.

В западной части ЗОСО возникла серия низко-, среднегорных хребтов широтного (Малханский) и северо-восточного (Яблоновый, Черского, Борщевочный, Нерчинский) простирания и разделяющих их межгорных впадин, маркирующих ориентировку основных структурных элементов этой области.

В контурах и обрамлении Буреинского массива (БМ) также наблюдается очевидная унаследовательность орогенных поднятий, выраженных горными хребтами, от структуроного плана и элементов геологического строения. Так среднегорный хребет Турана очевидно пространственно совпадает с областью развития ранне- и позднепалеозойскоих гранитоидов в восточной части БМ. Буреинский хребет северо-северо-восточного простирания локализован в крайней восточной периферийной части БМ, сложенной смятыми в складки той же ориентировки осадочными комплексами верхнего палеозоя-нижнего мезозоя, сформированными в режиме пассивных континентальных окраин.

Буреинская синеклиза в геоморфологическом отношении представлена Амурско-Зейской и Зейско-Бурейской равнинами, первая из которых относится к типу высоких структурно-денудационных плоско-увалистых на горизонтально залегающих породах, а вторая – высоких денудационных на смятых в складки отложениях.

ТИХООКЕАНСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС

В пределы российской (северо-западной) части Тихоокеанского подвижного пояса (ТПП) входят (в скобках — время формирования): Верхояно-Чукотская складчатая область (J3 — K1 ), Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс (K1 -K2 ), Анадырско-Корякская складчатая система (К2 -Рg), Олюторско-Камчатско-Курильская складчатая система (Рg3 -Q); Сахалинское (К2 –Рg) и Сихотэ-Алинское (J3 -K1 ) складчатые сооружения.

Геологическое строение описываемой территории гетерогенное и полиэтажное. Типы геоморфологических ландшафтов, сформированные в этой части ТПП обусловлены, с одной стороны, — геодинамическими режимами, проявленными в новейшее время в отдельных ее сегментах и, с другой, — особенностями геологического их строения.

Верхояно-Чукотская складчатая область (ВЧСО) – это субширотный сегмент ТПП, в пределах которого основные коллизионные процессы (столкновение пассивной окраины Сибирской платформы с Колымским и Омолонским палеомикроконтинентами, а последних – с пассивной окраиной Чукотского палеомикроконтинента) датируется поздней юрой – ранним мелом. С этим периодом связано формирование разрывно-складчатых северо-западного простирания структур описываемого региона, определивших позднее (в новейшее время) простирание главных геоморфологических ее элементов (горных хребтов и разделяющих их межгорных впадин).

В контурах ВЧСО в новейшее время были проявлены следующие геодинамические режимы ( в скобках – геологические структуры, в пределах которых названные режимы проявлялись):

— платформенный (Предверхоянский краевой прогиб, центральная (ядерная)-северная части Колымо-Омолонского массива (палеомикроконтинента рифея-раннего мезозоя);

— эпиплатформенного орогенеза (Верхоянский мегаантиклинорий, Яно-Индигирский мегасинклинорий, южная часть Колымо-Омолонского массива, Новосибирско-Чукотская складчатая система);

— эпиплатформенного внутриконтинентального рифтогенеза (линейно вытянутая полоса в юго-западной части Колымо-Омолонского массива). Так Момский рифтоген характеризуется новейшим низко-среднеамплитудными поднятиями высокой контрастности (от 0-50 м до 1000-1500 м). В геоморфологическом отношении – это низко, -среднегорный хребет северо-западного простирания, прерывисто прослеживающийся и соединяющийся с океаническим рифтогенно-спрединговым хребтом Гаккеля.

Платформенная область новейшего времени – это область проявления малоамплитудных низкоконтрастных ( от –300 м до +300 м) тектонических движений. Так, ядерная часть Колымского массива (Яно-Колымская низменность) в новейшее время характеризовалась слабодифференцированными воздыманиями (до 200 м) и опусканиями (до 300 м). В современном рельефе она представляет собой плоско-грядовую низкую аккумулятивную равнину, сложенную аллювиально-озерными и аллювиальными образованиями с отдельными полями развития высоких равнин (Алазейское плоскогорье) с преобладанием здесь делювиальных и, спорадически, – коллювиальных отложений.

В областях (регионах) проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза (амплитуды воздыманий новейшего времени – 200-1500 м) наблюдаются следующие структурно-обусловленные геоморфологические ландшафты:

— плоскогорные (Юкагирское плоскогорье в пределах Омолонского массива – области, где геологические комплексы рифея-карбона залегают субгоризонтально) – денудационные пенеплены;

— плоскогорные низко,- среднегорные (Янское, Эльгинское плоскогорья) в областях развития слабо (полого-) складчатых геологических комплексов;

— линейно-вытянутые хребты (Верхоянский, Черского и др.).

Охотско-Чукотский вулкано-плутонический пояс ( ОЧВПП) широтного-северо-восточного простирания сформирован в конце раннего — начале позднего мела как надсубдукционная окраинно-континентальная структура (вулкано-плутонический пояс). Это, в основном, низко-, среднегорная область широкого проявления вулканогенного (страто-, щитовые вулканы, субгоризонтальные покровы эффузивов и туфогенных пород) и структурно (вулканогенно) — обусловленного (структурно-денудационные столовые ступенчатые плато и др.) рельефа. Амплитуды новейших воздыманий в контурах пояса варьируют в пределах 500-1000 м.

Анадырско-Корякская складчатая система – это северо-восточного простирания разрывно-складчатая структура с широким развитием покровно-надвиговых тектонических нарушений, формирование которой (как аккреционной призмы – элемента Охотско-Чукотской активной континентальной окраины) датируется концом раннего – началом позднего мела.

Амплитуды новейших тектонических воздыманий составляют от 500 до 1000 м (Корякское нагорье, Пенжинский хребет). В разделяющих их межгорных впадинах амплитуда новейших опусканий варьирует в пределах от 0 до 500 м (Парапольская равнина). Межгорные впадины разнородны по генезису. Среди них выделяют: аккумулятивные (аллювиальные, аллювиально-пролювиальные и флювиогляциальные), денудационные и структурно-денудационные на горизонтально залегающих породах.

Олюторско-Камчатско-Курильская складчатая система – это область широкого развития геоморфологических ландшафтов, свойственных активным континентальным окраинам (Олюторско-Камчатский сегмент) и островным дугам энсиматического (Курильский сегмент) типа.

Полуостров Камчатка – область весьма широкого проявления вулканогенных форм рельефа. Здесь наблюдаются три вулканогенных окраинно-континентальных пояса, возраст которых закономерно уменьшается в восточном (юго-восточном) направлении (в скобках возраст вулканов): Западно-Камчатско-Корякский (Pg22 -Pg3 ), Центрально-Камчатский (Рg33 — Q) и Восточно-Камчатский (N2 -Q). Последний по простиранию (в юго-западном направлении) замещается Курильской энсиматической островной дугой.

Названные пояса – это низко-, высокогорные области проявления вулканических форм рельефа (стратовулканы, щитовые вулканы, вулканические плато и др.).

Западная часть Камчатки в тектоническом отношении – зона господства процессов тыловодужного рифтогенеза в геодинамической системе активной континентальной окраины. Она представляет из себя высокую денудауционную (восточная часть) и низкую (западная часть) аккумулятивную озерно-аллювиальную и морскую равнину.

Курильские острова представляют собой вулканическую дугу энсиматической островодужной системы новейшего времени, сложенную основными-средними вулканитами, образующими линейно-вытянутую серию вулканических гор (стратовулканы, щитовые вулканы).

Охотское море – область проявления в новейшее время платформенного режима. Это аккумулятивная морская равнина, сложенная горизонтально залегающими осадочными породами мезозоя – кайнозоя мощностью от первых сотен до 4-6 км.

Сахалинское складчатое сооружение в новейшее время – область проявления процессов тыловодужного рифтогенеза в геодинамической системе энсиматического-энсиалического рифтогенеза, элементами которой являются Тихоокеанская плита, Курильские острова (вулкано-плутонический пояс) и область тыловодужного рифтогенеза, в составе которого выделяют Южно-Охотскую впадину (на океанической коре) и остров Сахалин (на континентальной коре).

Область проявления рифтогенных процессов геоморфологически выражен Восточно- и Западно-Сахалинскими низкогорными сооружениями, между которыми находится Центрально-Сахалинская аккумулятивная впадина (прогиб), характеризующаяся равнинным рельефом.

Североземельско-Таймырская складчатая область подразделяется на три мегазоны: Северо-Таймырскую (включающую также юго-восточную часть Северной Земли), Североземельскую (северо-западная часть архипелага Северная Земля) и Южно-Таймырскую. Первая из мегазон по времени проявления складчатых деформаций относится к байкальским, вторая – к каледонским-раннегерцинским, третья – к раннекиммерийским структурам.

Северо-Таймырская зона, сложенная складчатыми комплексами докембрия и кембрия, прорванными интрузиями разновозрастных гранитоидов, в новейшее время развивалась в платформенном режиме: амплитуды новейших воздыманий не превышали 100-200 м. В геоморфологическом отношении эта область представляет собой низкую денудационную с маломощным элюво-делювиальным (солифлюкционным) покровом четвертичных отложений равнину. В пределах Североземельской части зоны развиты также морские, ледниковые и ледниково-морские отложения квартера.

Северо-Земельская мегазона, сложенная пологоскладчатыми терригенно-карбонатными отложениями ордовика-силура, в новейшее время также развивалась в платформенном режиме. В геоморфологическом отношении она представляет собой аккумулятивную морскую низкую равнину.

Южно-Таймырская мегазона (сложена деформированными терригенными и вулканогенными отложениями кембрия-триаса) в неогене-квартере развивалась в геодинамическом режиме эпиплатформенного орогенеза: амплитуда новейших воздыманий в ее пределах составили 200-800 м. В результате в осевой части мегазоны сформировались низкогорное пологосклоновое сооружение – горы Бырранга. Это область широкого проявления денудационных и аккумулятивных процессов. Преобладающими среди формирующихся четвертичных отложений делювиального и коллювиального генезиса.

Коренное ложе Пясино-Хагангской юрско-меловой впадины (прогиба) сложено горизонтально залегающими в основном терригенными отложениями, перекрывающими палеозойское-мезозойское складчатое (Таймыр) и платформенное (Сибирская платформа) основание. В новейшее время – это область проявления платформенного геодинамического режима: аккумулятивная низкая равнина – северный сегмент Северо-Сибирской низменности. Отложения, слагающие эту впадину, представлены водно-ледниковыми, ледниковыми, озерными и, частью, морскими четвертичными отложениями.
СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ ПОЯС

В составе Средиземноморского пояса рассмотрим Кавказское складчатое сооружение.

Его отличительными особенностями являются:

— наличие обширных морских бассейнов с океанической корой (глубоководная впадина Черного моря и южная часть Каспийского моря);

— активный современный вулканизм (наличие вулканических гор и нагорий – Армянское и др.);

— различная генетическая принадлежность гор (складчатые – Кавказ и Крым, покровные – Карпаты, сводово-глыбовые и глыбовые).

В контурах Кавказского складчатого сооружения выделяется ряд структурных элементов, характеризующихся оригинальным геологическим строением и составом слагающих их геологических комплексов.

Скифская плита в южной своей части с поверхности сложена пологопадающими (до 10-15о ) на север терригенно-карбонатными отложениями юры-раннего кайнозоя (J3 -N1 ), перекрывающими складчатый герцинский по возрасту её фундамент (Лабино-Малкинская зона).

Средняя часть Скифской плиты, характеризуясь таким же строением, перекрыта мощным чехлом молассовых отложений верхней части миоцена – квартера, заполняющих Предкавказские (Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский) краевые прогибы.

Южная часть Скифской плиты в новейшее время испытывала воздымания с амплитудами до 600-800 м. В результате в этой области сформировались структурно-денудационные высокие плоско-волнистые равнины и плато, покрытые чехлом элювиальных, делювиальных и лессовых отложений. Здесь широко проявлен куэстовый рельеф.

Средняя часть плиты в новейшее время испытывала крупноамплитудные (600-1500 м, участками – до 3000 м) опускания (север Черного моря, Прикубанье, Прикаспий). Для этих территорий (аккумулятивных равнин с пологопадающей на север поверхностью) характерно развитие аллювиально-пролювиальных, флювиогляциальных, а также озерных, аллювиально-лимнических и морских отложений большой мощности.

Мегантиклинорий Большого Кавказа в северной своей части сложен интенсивно деформированными, интрудированными массивами гранитоидов отложениями докембрия – палеозоя (горст-антиклинорий Большого Кавказа), а в южной – также интенсивно-деформированными осадочными породами юрского-мелового возраста.

Описываемая структура в новейшее время развивалась в области господства эпиплатформенного периколлизионного орогенного геодинамического режима. Отметим очень высокие контрастность неотектонических движений и амплитуды воздыманий ( до 6000 м).

В результате Большой Кавказ представляет собой в настоящее время высокогорное, вытянутое в широтном направлении, горно-складчатое сооружение, в контурах которого широко развит альпийский рельеф с широким проявлением ледниковых форм рельефа (кары, цирки и др.) гляциальных отложений (в том числе, ледников) и отложений гравитационного (коллювий) и водно-гравитационного (в том числе, селевого) типов.

Зона Закавказских «срединных массивов» в новейшее время характеризовалась наиболее контрастными и дифференцированными по знаку перемещениями: амплитуды новейших опусканий (в пределах Рионской и Нижне-Куринской низменностей) достигали 6000 м, а поднятий (Дзирульский массив докембрия) – 2-3 км. В результате названная зона представляет из себя серию аккумулятивных аллювиально-пролювиальных, аллювиальных и морских, примыкающих к Черному и Каспийскому морям, равнин. В контурах проявления равнинных ландшафтов в пределах зоны выделяются отдельные изолированные низко-среднегорные возвышения (Дзирульское и др.).

Характерной особенностью новейшей истории области, расположенной южнее зоны Закавказских срединных массивов – мегантиклинория Малого Кавказа, сложенной осадочно-вулканогенными отложениями юры-квартера, является следующее:

— высокие амплитуды (до 3000 м) воздыманий территории в новейшее время;

— широкое проявление вулканизма и вулканических форм рельефа (г. Арарат и др.), образующих в совокупности с тектоническими, своеобразную по геоморфологическим характеристикам область – Армянское нагорье.

ЛИТЕРАТУРА

Карта четвертичных отложений ССР. Масштаб 1:5000000. Спб: ВСЕГЕИ, 1995.

Кизевальтер Д.С., Раскатов Г.И., Рыжова А.А. Геоморфология и четвертичная геология. М., 1981.

Кизевальтер Д.С., Рыжова А.А. Основы четвертичной геологии. М., 1985. 174 с.

Малышева О.Н. Геология района города Казани. Казань: Казанский госуниверситет, 1965. 144 с.

Лукашев К.И. Геология четвертичного периода. М.: Высшая школа, 1971.

Николаев Н.И. Карта новейшей тектоники СССР и сопредельных областей масштаба 1:5000000. Краткая пояснительная записка. М., 1979. 35 с.

Новейшая тектоника Северной Евразии. Объяснительная записка к карте новейшей тектоники Северной Евразии масштаба 1:5000000. М.: ГЕОС, 1998. 147 с.

Полянин В.С. Лабораторный практикум по курсу «Геоморфология и геология четвертичных отложений». Казань: Казанский госуниверситет, 2005. 68 с.

Полянин В.С. Региональная геология: Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России»). Часть I. Древние платформы. Казань: Казанский госуниверситет, 2006. 98 с.

Полянин В.С. Региональная геология: Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России»). Часть II. Подвижные пояса неогея.Кн.1. Казань: Казанский госуниверситет, 2006. 49 с.

СОДЕРЖАНИЕ

Стр.

Введение 3

Методические указания 4

Геоморфологические ландшафты 5

Восточно-Европейская платформа 14

Сибирская платформа 22

Урало-Азиатский подвижный пояс 27

Тихоокеанский подвижный пояс 37

Средиземноморский подвижный пояс 41

Литература 43

[1] Эти области автор называет областями относительных опусканий

[2] Раздел написан на основе работы О.Н.Малышевой (1965) с дополнениями автора