Рельеф и геологические структуры 1 страница

Горные породы с характерными для них свойствами находятся в земной коре в самых разнообразных условиях залегания и в раз­личных соотношениях друг с другом, определяя геологическую структуру того или иного участка литосферы. Благодаря избира­тельной (селективной) денудации, обусловленной свойствами гор­ных пород, под воздействием экзогенных процессов происходит препарировка геологических структур. В результате возникают формы рельефа, облик которых в значительной мере предопреде­лен структурами, поэтому такие формы рельефа называются струк­турными. Таким образом, свойства горных пород, их различная устойчивость по отношению к воздействию внешних сил находят отражение в рельефе через геологические структуры. В этом и за­ключается роль геологических структур как одного из важнейших факторов формирования рельефа.

Различные структуры обусловливают различные типы структур­но-денудационного рельефа, возникающего на месте их развития Различия проявляются даже в том случае, когда структуры под­вергаются воздействию одного и того же комплекса внешних сил Однако облик структурно-денудационного рельефа, размеры от­дельных структурных форм зависят не только от типа геологиче­ской структуры, но также от характера и интенсивности воздей­ствия внешних сил, от степени устойчивости слагающих структуру пластов, от мощности и, как следствие этого, частоты чередования пластов, сложенных породами различной стойкости. В случае лито-логической однородности толщ, слагающих структуры, последние находят слабое отражение в рельефе.

Рассмотрим некоторые типы геологических структур с точки зрения влияния их на облик структурно-денудационного рельефа

Широким распространением пользуется горизонтальная стрик­тура, свойственная верхнему структурному этажу платформ (плат­форменному чехлу), сложенному осадочными, реже вулканически­ми породами. Горизонтальным структурам в рельефе соответствуют плоские равнины и плато (плато Устюрт) или так называемые 28

столовые страны (Тургайская столовая страна). При эрозионном расчленении столовых структур, в строении которых принимают участие стойкие породы, возникает плоскогорный тип рельефа. Такой рельеф характеризуется плоскими междуречьями (брониро­ванными стойкими пластами), которые резко переходят в крутые склоны речных долин и других эрозионных форм рельефа. Приме­ром этого типа рельефа может служить центральная часть Став­ропольской возвышенности. В условиях тектонического покоя и длительного воздействия эрозионно-денудационных процессов пло­скогорный рельеф может превратиться в рельеф островных столово-

останцовых возвышенностей, в котором отрицательные формы рельефа занимают значительно большие площади, чем положитель­ные (рис. 4). Рельеф столово-останцовых возвышенностей широко развит в Африке, а на территории СССР в ряде мест —по пери­ферии плато Устюрт, по правобережью реки Амударьи, севернее г. Чарджоу.

В случае чередования (по вертикали) стойких и податливых пород, залегающих горизонтально, возникает пластово-ступенча-тый рельеф. На склонах эрозионных форм при этих условиях обра­зуются так называемые структурные террасы (рис. 5^).

При моноклинальном залегании чередующихся стойких и по­датливых пластов под воздействием избирательной денудации вы­рабатывается своеобразный структурно-денудационный рельеф получивший название куэстового. Куэста — грядообразная возвы­шенность с асимметричными склонами: пологим, совпадающим с углом падения стойкого пласта (структурный склон), и крутым, срезающим головы пластов (аструктурный склон, рис. 6).

Размеры куэстовых гряд могут сильно варьировать в зависимо­сти от абсолютной высоты местности и глубины эрозионного рас-чления, мощности стойких и податливых пластов и углов их паде­ния, в одних случаях —это высокие горные хребты (Скалистый

хребет северного склона Большого Кавказа), в других — неболь­шие гряды с относительными превышениями 10—20 м.

Весьма своеобразен рисунок и характер эрозионной сети в ус­ловиях куэстового рельефа. В зависимости от соотношения речных долин с элементами куэстового рельефа и элементами залегания пластов горных пород различают долины консеквентные и еуб» секвентные. Консеквентные долины совпадают с общим наклоном топографической поверхности и с направлением падения пластов,

Субсеквентными называют долины рек, направление которых совпадает с простиранием моноклинально залегающих пластов. Вследствие этого они перпендикулярны консеквентным долинам.

Вырабатывая продольные долины вдоль выхода пластов податли­вых пород и как бы соскальзывая при врезании по кровле более-стойких пластов, субсеквентные долины характеризуются четко, выраженным асимметричным поперечным профилем. На склонах долин субсеквентных рек могут возникать притоки. Долины при­токов, стекающих по более длинным и пологим (структурным) склонам куэст, получили название ресеквентных; долины противо­положно направленных притоков, стекающих с коротких и крутых аструктурных склонов куэст,— обсеквентных. Сочетание всех на­званных типов долин образует в плане четко выраженный дважды перистый рисунок речной сети, весьма характерный для куэстовых областей.

При больших углах наклона, частом чередовании стойких и по­датливых пластов и значительном эрозионном расчленении тер­ритории отпрепарированные моноклинальные гряды распадаются на отдельные массивчики, принимающие в плане треугольную фор­му и накладывающиеся друг на друга в виде черепицы. Такой рельеф И. С. Щукин называет шатровым или чешуйчатым.

Моноклинальное залегание пластов свойственно крыльям и пе-риклиналям крупных антиклинальных складок. И если в их строе-

«ии участвуют породы различной стойкости, то в результате избя-пательной денудации возникают куэсты или моноклинальные гря-яы пространственное положение которых дает возможность судить о (Ьооме складок в плане. Своими крутыми склонами куэсты всег­да обращены к ядрам антиклиналей. Сходная картина образования куэст может наблюдаться по периферии соляных куполов и в оса­дочном чехле лакколитов. Долинная сеть, возникающая в _таких условиях в плане имеет кольцевидный или «вилообразный» ри-

сунок.

суник.

В случае очень крутого падения пластов или вертикального их залегания образуются (в отличие от типичных куэст) симметрич­ные гряды, вытянутые по простиранию стойких пластов. Между

грядами по простиранию подат­ливых пластов закладывается па­раллельная эрозионная сеть.

Более сложный рельеф возни­кает на месте складчатых струк­тур, для которых характерны час­тые изменения направления и уг­ла падения пластов в зависимос­ти от формы складок в профиле и плане я от их размеров. Харак­тер рельефа складчатых областей во многом определяется также составом пород, смятых в склад­ки, глубиной расчленения и дли­тельностью воздействия экзоген-

ных сил. При этом могут возникать самые разнообразные соотно­шения между формами рельефа и складчатыми структурами, на которых эти формы образуются. В одних случаях наблюдается соответствие между типом геологической структуры и формой рель­ефа, т. е. антиклиналям (положительным геологическим структу­рам) соответствуют возвышенности или хребты, а синклиналям (отрицательным геологическим структурам) —понижения в релье­фе. Такой рельеф получил название прямого. Однако такие формы рельефа на суше встречаются довольно редко. На территории СССР примером таких форм являются небольшие возвышенности, соответствующие брахиантиклиналыным складкам на Керченском, Таманском и (реже) Апшеронском полуостровах. Встречаются та­кие формы рельефа в пределах молодых складчатых гор.

Значительно чаще в складчатых областях развит так называе­мый обращенный или инверсионный рельеф, характеризующийся обратным соотношением между топографической поверхностью ч геологической структурой. На месте положительных геологических структур образуются отрицательные формы рельефа, и наоборот (рис. 7). Объясняется это тем, что ядра антиклиналей начинают разрушаться под действием процессов денудации раньше, чем осе­вые части синклиналей. Кроме того, вследствие повышенной раз­дробленности пород, возникающей в ядрах антиклиналей при изги-

бе пластов, разрушение их под действием внешних сил происходит интенсивнее.

Описанные выше структуры могут быть осложнены разломами, по которым блоки земной коры смещаются относительно друг дру­га в вертикальном или горизонтальном направлениях, оказывая существенное влияние на формирование и облик возникающего при этом рельефа. Структуры земной коры становятся еще более сложными под воздействием интрузивного и эффузивного магма­тизма, приводящего к возникновению самых разнообразных взаи­моотношений между пластами осадочных пород и магматическими телами, непосредственно отражающимися в рельефе, или под воз­действием последующих денудационных процессов (см. главу 6).

Влияние геологических структур на формирование рельефа и их отражение в рельефе от места к месту не остается одинаковым и зависит как от соотношения взаимодействия эндогенных и экзоген­ных процессов, так и от конкретных физико-географических усло­вий. Наиболее четко структурность рельефа проявляется на тер­риториях, испытывающих тектонические поднятия (где превалируют процессы денудации), особенно в условиях засушливого кли­мата.

Понимание взаимосвязей, существующих между рельефом и геологическими структурами, имеет большое научное и практиче­ское значение. Зная, какое влияние оказывают на облик рельефа те или иные геологические структуры в сочетании с тектоническими движениями, можно воспользоваться методом от противного: по характеру рельефа судить о геологических структурах, направлении и интенсивности тектонических движений отдельных участков земной коры. Выявление глубинного строения земной коры геомор­фологическими методами в последнее время получило широкое развитие в практике геолого-съемочных и геолого-поисковых ра­бот. Особенно перспективными геоморфологические методы оказа­лись при поисках нефтегазоносных структур, поэтому не случайно примерно 15—20 лет назад возникло новое научное направление в геоморфологии — структурная геоморфология.

Понимание взаимосвязей между геологическими структурами и рельефом позволяет не только объяснить особенности морфологии современного рельефа тех или иных участков земной поверхности, но и определить дальнейшее направление его развития, т. е. дает возможность для геоморфологического прогноза.

Взаимосвязь рельефа со структурами земной коры позволяет при геоморфологическом анализе учесть влияние не только суще­ствующих геологических структур, но и тех, которые были уничто­жены действием внешних сил и которые когда-то были присущи более высоким горизонтам земной коры. Так, в природе встречают­ся случаи, когда, например, современные долины рек находятся в видимом противоречии с геологическими структурами, пересекают их, а не следуют направлениям простирания пластов или линиям разломов. В таких случаях невольно возникает предположение, не является ли гидрографическая сеть унаследованной от прошлого,

заложившейся в условиях иной структуры, существовавшей ранее на данной территории, т. е. не является ли она спроектированной, наложенной сверху на более глубокие горизонты земной коры с иной структурой или иной ориентировкой структурных линий. По­добные речные долины называются эпигенетическими. Благоприят­ными участками для эпигенетического заложения речных долин являются, например, участки платформ с тонким чехлом осадоч­ных пород, испытывающие медленные, но устойчивые тектониче­ские поднятия. В таких условиях реки, первоначально сформиро­вавшие свои долины в осадочном чехле горизонтально залегающих пород, после удаления чехла в результате денудации оказываются врезанными в кристаллические породы фундамента. При этом на­правление течения рек может не совпадать с простиранием осей складок или линий разлома фундамента. Примером эпигенетиче­ских долин могут служить долины рек Гвианского нагорья в Юж­ной Америке.

РЕЛЬЕФ И КЛИМАТ

Климат — один из важнейших факторов рельефообразования. Взаимоотношения между климатом и рельефом весьма разнообраз­ны. Климат обусловливает характер и интенсивность процессов вы­ветривания, он же определяет в значительной мере характер дену­дации, так как от него зависят «набор» и степень интенсивности действующих экзогенных сил. Как указывалось выше, в разных климатических условиях не остается постоянным и такое свойство горных пород, как их устойчивость по отношению к воздействию внешних сил. Поэтому в разных климатических условиях возника­ют разные, часто весьма специфичные формы рельефа (см. ч. III). Различия в формах наблюдаются даже в том случае, когда внеш­ние силы воздействуют на однородные геологические структуры, сложенные литологически сходными горными породами.

Климат влияет на процессы рельефообразования как непосред­ственно, так и опосредствованно, через другие компоненты природ­ной среды: гидросферу, почвенно-растительный покров и др.

Так, возникновение прибрежных пустынь Намиб (Юго-Запад­ная Африка) и Атакамы (Южная Америка) обусловлено прохо­дящими здесь холодными морскими течениями, существование ко­торых у западных берегов Африки и Южной Америки является следствием общей циркуляции атмосферы. Здесь, таким образом, климат влияет на рельеф через гидросферу.

Существенное влияние на процессы рельефообразования оказы­
вает растительный покров, который, кстати, сам является функ­
цией климата. Так, поверхностный сток в условиях сомкнутого
растительного покрова при наличии хорошо развитой дернины или
лесной подстилки резко ослабевает или гасится совсем даже на
крутых склонах. Поверхности с разреженным растительным покро­
вом или лишенные его становятся легко уязвимыми для эрозион-
2-911 33

ных процессов, а в случае сухости рыхлых продуктов выветрива­ния — и для деятельности ветра.

Прямые и опосредствованные связи между климатом и релье­фом являются причиной подчинения экзогенного рельефа в опре­деленной степени климатической зональности. Этим он отличается от эндогенного рельефа, формирование которого не подчиняется зональности. Поэтому рельеф эндогенного происхождения называ­ют азональным.

В начале нашего века немецкий ученый А. Пенк предпринял попытку классифицировать климаты по их рельефообразующей роли. Он выделил три основные типа климатов: 1) нивальный (лат. nivalis — снежный), 2) гумидный (богатый осадками, выпадающими в жидком виде) и 3) аридный (сухой и жаркий). Впоследствии эта классификация была дополнена и детализирована. Ниже приво­дится сокращенная классификация климатов по их роли в релье-фообразовании по И. С. Щукину, который различает нивальный, полярный, гумидный и аридный типы климатов.

Нивальный климат. Во все сезоны года характерны осадки в твердом виде и в количестве большем, чем их может растаять и испариться в течение короткого и холодного лета. Накопление снега приводит к образованию снежников и ледников. Основными рельефообразующими факторами в условиях нивального климата являются снег и лед в виде движущихся ледников. В местах, не покрытых снегом или льдом, интенсивно развиваются процессы физического (главным образом морозного) выветривания. Сущест­венное влияние на рельефообразование оказывает вечная мерзлота. Нивальные климаты свойственны высоким широтам (Антарктида, Гренландия, острова Северного Ледовитого океана) и вершинным частям гор, поднимающимся выше снеговой границы.

Полярный климат, или климат областей распространения много-летнемерзлых грунтов. Для этого типа климата типичны длинная и суровая зима, короткое и прохладное лето, значительная облач­ность, малое количество осадков, малая интенсивность солнечной радиации. Все эти условия благоприятствуют возникновению или сохранению образовавшейся ранее (при еще более суровых кли­матических условиях) вечной мерзлоты. Наличие последней обус­ловливает ряд процессов, свойственных полярному климату и со­здающих ряд специфических форм мезо- и микрорельефа, описан­ных в гл. 17.

Одним из важнейших факторов денудации в областях распро­странения вечной мерзлоты является солифлюкция (лат. solum — почва, грунт; fluxus — течь)—медленное течение протаивающих переувлажненных почв и дисперсных грунтов по поверхности мерз­лого основания. При низких температурах в условиях полярного климата даже летом преобладает физическое, преимущественно морозное выветривание. Полярный климат свойствен в основном зоне тундры. В континентальных условиях распространяется и на более южные ландшафтные зоны (Восточная Сибирь и др.).

Гумидный климат. В областях с гумидным климатом количест-

во выпадающих в течение года осадков больше, чем может испа­риться и просочиться в почву. Избыток атмосферной воды стекает или в виде мелких струек по всей поверхности склонов, вызывая плоскостную денудацию, или в виде постоянных или временных линейных "водотоков (ручьев, рек), в результате деятельности ко­торых образуются разнообразные эрозионные формы рельефа — долины, балки, овраги и др. Эрозионные формы являются домини­рующими в условиях гумидного климата. Благодаря большому количеству тепла и влаги в областях с гумидным климатом интен­сивно протекают процессы химического выветривания. При нали­чии растворимых горных пород развиваются карстовые процессы.

На земном шаре выделяются три зоны гумидного климата: две из них располагаются в умеренных широтах Северного и Южного полушарий, третья тяготеет к экваториальному поясу.

Аридный климат. Характеризуется малым количеством осадков, большой сухостью воздуха, интенсивной испаряемостью, превышаю­щей во много раз годовую сумму осадков, малой облачностью. Растительный покров в этих условиях оказывается сильно разре­женным или отсутствует совсем, интенсивно идет физическое, пре­имущественно температурное выветривание.

Эрозионная деятельность в аридном климате ослаблена, и глав­ным рельефообразующим агентом становится ветер. Сухость про­дуктов выветривания способствует их быстрому удалению не толь^ ко с открытых поверхностей, но и из трещин горных пород. В ре­зультате происходит препарировка более стойких пород, и, как следствие этого, в аридном климате наблюдается наиболее чет­кое отражение геологических структур в рельефе.

Области с аридным климатом располагаются на материках преимущественно между 20 и 30° северной и южной широты. Арид­ные климаты наблюдаются и за пределами названных широт, где их формирование связано с размерами и орографическими особен­ностями материков. Так, в пределах Восточной Азии аридная зона в Северном полушарии проникает почти до 50° с. ш.

Следует отметить, что переход от одного морфологического типа климата к другому осуществляется постепенно, вследствие чего и смена доминирующих процессов экзогенного рельефообразования происходит также постепенно.

На границе двух климатов образуются формы рельефа, харак­терные для обоих типов и приобретающие к тому же ряд специфи­ческих особенностей. Такие переходные зоны выделяют в особые морфологические подтипы климатов: Существованию переходных зон способствует и непостоянство границ между климатическими зонами в течение года: следуя за движением солнца, они смещают­ся то в сторону полюсов, то в сторону экватора.

Изучение пространственного размещения генетических типов рельефа экзогенного происхождения и сопоставление их с совре­менными климатическими условиями соответствующих регионов показывает, что охарактеризованная выше взаимосвязь между кли-1атом и рельефом в ряде мест нарушается. Так, в северной поло-2*

вине Европы широко распространены формы рельефа, созданные деятельностью ледника, хотя в настоящее время никаких ледников здесь нет и располагается этот регион в зоне гумидного климата умеренных широт. Объясняется это «несоответствие» тем, что в не­давнем прошлом (в эпохи оледенений) значительная часть Севера Европы была покрыта льдом и, следовательно, располагалась в зоне нивального климата. Здесь и сформировался сохранившийся до наших дней, но оказавшийся в несвойственных ему теперь кли­матических условиях рельеф ледникового происхождения. Такой рельеф получил название реликтового (лат. relictus — оставлен­ный). Изучение этого рельефа представляет большой научный ин­терес. Реликтовые формы рельефа наряду с осадочными горными породами и заключенными в них остатками растительных и живот­ных организмов дают возможность судить о палеоклиматах отдель­ных регионов и о положении климатических зон в те или иные этапы истории развития Земли. Сохранность реликтовых форм обусловлена тем, что рельеф меняет свой облик в связи с измене­нием климата значительно медленнее, чем это свойственно почвен­ному покрову и особенно растительному и животному миру.

Следовательно, облик экзогенного рельефа ряда регионов зем­ной поверхности определяется не только особенностями современ­ного климата, но и климата прошлых геологических эпох.

ЧАСТЬ II. ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ

Эндогенные процессы обусловливают различные типы тектониче­ских движений и связанные с ними деформации земной коры. Они являются причиной землетрясений, эффузивного и интрузивного магматизма. Они же лежат в основе дифференциации вещества в недрах Земли и формирования различных типов земной коры. В со­вокупности эндогенные процессы не только способствуют возник­новению разнообразных по морфологии и размерам форм рельефа, но во многих случаях контролируют как характер, так и интен­сивность деятельности экзогенных процессов. Все это определяет исключительно важную роль эндогенных процессов в рельефообра-зовании на поверхности Земли.

ГЛАВА 5. РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Различают три типа тектонических движений: складкообразователь-ные, разрывообразовательные и вертикальные колебательные дви­жения. Каждый из этих типов тектонических движений обусловли­вает различные типы деформаций земной коры, прямо или опосред­ствованно отражающиеся в рельефе.

СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ И ИХ ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ

Как известно, элементарными видами складок являются анти­клинали и синклинали. В наиболее простом случае антиклинали и синклинали находят прямое выражение в рельефе или на их месте формируется четко выраженный инверсионный рельеф. Примеры подобного рода приведены выше (см. рис. 7). Чаще всего характер взаимоотношения складчатых структур и рельефа более сложный (рис. 8). Обусловлено это тем, что рельеф складчатых областей за­висит не только от типов складок и их формы в профиле и плане. Он, как мы уже знаем, во многом определяется составом и сте­пенью однородности пород, смятых в складки, характером, интен­сивностью и длительностью воздействия внешних сил, тектониче­ским режимом территории. Находят отражение в рельефе размер и внутреннее строение складок. Небольшие и относительно про­стые по строению складки выражаются в рельефе обычно в виде невысоких компактных хребтов (Терский и Сунженский хребты

северного склона Большого Кавказа и др.). Более крупные и слож­ные по внутреннему строению складчатые структуры — антиклино-рии и синклинории представлены в рельефе в виде крупных горных хребтов и разделяющих их понижений (Главный и Боковой хребты на Кавказе, Каратау и Актау на Мангышлаке и др.). Еще более крупные поднятия, состоящие из нескольких антиклинориев и син-клинориев и называемые мегантиклинориями, обычно образуют ме-гаформы рельефа. Они имеют облик горной страны, состоящей из нескольких хребтов и разделяющих их впадин (горные сооружения Большого и Малого Кавказа, соответствующие мегантиклинориям

того же названия).

Складкообразование, наиболее полно проявляющееся в подвиж­ных зонах земной коры — геосинклинальных областях, обычно со­провождается разрывными нарушениями, интрузивным и эффузив­ным магматизмом. Все эти процессы усложняют структуру склад­чатых областей и проявление складчатых структур в рельефе. Если учесть при этом разнообразие внешних факторов, воздействующих на складчатые структуры, интенсивность проявления и длитель­ность их воздействия, станет понятным то разнообразие структур­но-денудационного рельефа, которое наблюдается в пределах складчатых областей Земного шара.

РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ И ИХ ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ

Разрывные нарушения (дизъюнктивные дислокации) —это раз­личные тектонические нарушения сплошности горных пород, часто сопровождающиеся перемещением разорванных частей геологи­ческих тел относительно друг друга. Простейшим видом разрывов являются единичные более или менее глубокие трещины. Наиболее крупные разрывные нарушения, распространяющиеся на большую

глубину (вплоть до верхней мантии) и имеющие значительную длину и ширину, называют глубинными разломами. Глубинные разломы фактически представляют собой более или менее широкие зоны интенсивного дробления пород. Нередко выделяют в качест­ве особого типа сверхглубинные разломы, которые уходят своими корнями в мантию.

Подобно, складчатым, разрывные нарушения находят прямое или опосредствованное отражение в рельефе. Так, геологически молодые сбросы или надвиги морфологически нередко выражены уступом топографической поверхности, высота которого может до известной степени характеризовать величину вертикального сме­щения блоков (рис. 9, А, Б). При системе сбросов (надвигов) может образоваться ступенчатый рельеф, если блоки смещены в одном направлении (рис. 9, В), или сложный горный рельеф, если блоки сместились относительно друг друга в разных направлениях. Так образуются глыбово-тектонические или сбросово-тектонические горы. С точки зрения структурных особенностей перемещенных бло­ков различают столовые глыбовые и складчато-глыбовые горы. Первые возникают на участках первичной поверхности, сложенной,горизонтальными или наклонными, не смятыми в складки пласта­ми осадочных пород. Примером таких гор может служить Столовая Юра. Широко развиты столовые глыбовые горы в Африке. Склад­чатые глыбовые горы возникают на месте развития древних склад­чатых структур. К их числу относятся Алтай, Тянь-Шань и др.

По занимаемой на земной поверхности площади глыбовые горы не уступают складчатым. Да и в пределах складчатых гор роль разрывной тектоники чрезвычайно велика. Крупные складчатые на­рушения обычно сочетаются с разрывными. Обособление антикли­налей (антиклинориев) и синклиналей (синклинориев) часто сопро­вождается образованием ограничивающих разломов. В результате

эазуются горст-антиклинали (горст-антиклинории) или грабен-инклинали (грабен-синклинории), которые во многих случаях и

определяют внутреннюю структуру складчато-глыбовых гор. Так, упоминавшиеся выше Главный и Боковой хребты Большого Кавка­за являются сложно построенными мегагорст-антиклинориями.

Особенно велика рельефообразующая роль разрывных наруше­ний в областях распространения древних складчатых областей, где в результате последующих тектонических движений в ряде мест сформировались глыбовые, или сбросовые, горы. Примерами релье­фа такоготипа могут служить глыбовые горы Забайкалья, Большого Бассейна Северной Америки. Четко проявляется в рельефе глыбо­вая структура гор Центральной Европы, где такие горные массивы, как Гарц, Шварцвальд, Тюрингенский лес и др., являются типич­ными горстами (рис. 10).

Разумеется, не всегда структуры, обусловленные разрывными нарушениями, находят прямое отражение в рельефе. Могут быть и иные соотношения. В результате более интенсивной денудации блока, испытавшего поднятие, топографическая поверхность по­следнего может оказаться на одном уровне с поверхностью опу­щенного блока (рис. 11, А). При определенных условиях может сформироваться инверсионный рельеф: более высокое гипсометри­ческое положение будет занимать поверхность блока, испытавшего опускание (рис. 11, Б). Воздействием внешних сил на структуры, возникающие в результате разрывных нарушений, объясняется и то, что разные по происхождению структуры могут получить одина­ковое морфологическое отражение в рельефе (рис. 11, В, Г).

Рельефообразующая роль разрывных нарушений сказывается также в том, что трещины и разломы, как наиболее податливые зоны земной коры, часто служат местами заложения эрозионных форм разных порядков. Этому способствует не только раздроблен­ность породы вдоль зон нарушений, но и концентрация в них по­верхностных и подземных вод. Эрозионные формы, заложившиеся по трещинам и разломам, принимают их направление и в плане (на картах, аэро- и космических снимках) обычно имеют ортого-

нальный характер: прямолинейные участки долин чередуются с резкими изгибами под прямыми или острыми углами.

Системы разломов могут определять очертания береговых ли­ний морей и океанов (п-ов Сомали, Синайский п-ов и др.).