что такое геосинклинальный пояс
Геосинклинальные пояса: определение, условия их заложения и основные типы
Литосфера нашей планеты подвижна, подвержена постоянным изменениям в масштабах геологического времени и имеет сложное строение. Одной из тектонических структур, имеющих глобальное значение, являются складчатые (геосинклинальные) пояса. Об этом в данной статье.
Понятие складчатого пояса
Геосинклинальным (складчатым или подвижным) поясом называют геотектоническую единицу, характеризующуюся магматической, сейсмической и вулканической активностью. А также масштабными метаморфическими процессами и определенным набором складчатых структур, обладающих относительно высокой подвижностью. Геосинклинальные пояса отличаются комплексом слагающих их формаций, то есть совокупностей пород, возникших в аналогичных геодинамических обстановках.
Протяженность поясов достигает десятков тысяч километров в длину. Ширина имеет порядок сотен или тысяч километров.
В современном понимании складчатые пояса связаны с активными континентальными окраинами и зонами столкновения континентальных плит. Пояса возникают на границах литосферных плит, движущихся навстречу друг другу (такие границы называют конвергентными).
Строение подвижных поясов
Пояса сложены складчатыми (геосинклинальными) областями – крупными образованиями, отличающимися от смежных областей возрастом и особенностями своей эволюции. Области, в свою очередь, формируются из сходных по структуре или происхождению складчатых систем близкого возраста, таких как байкалиды, каледониды, герциниды и прочие. Так, Уральские горы – пример герцинской складчатой системы, Гималаи – пример альпийской системы.
Геосинклинальные области и системы в пределах пояса разделены множеством различных тектонических структур. Это глубинные разломы, микроконтиненты, фрагменты континентальной и океанической коры, магматические интрузии, островные дуги или их остатки. Микроконтиненты представляют собой обломки древних протерозойских материков и могут иметь значительную протяженность – до сотен километров.
По характеру горообразовательных процессов в складчатых поясах выделяют следующие зоны:
Основные подвижные пояса Земли
В настоящее время на планете насчитывают пять крупнейших складчатых поясов, отличающихся особенностями развития и возрастом:
Типы геосинклинальных поясов
В зависимости от условий заложения различают два основных типа складчатых поясов:
Эволюция складчатых поясов
Рассмотрим развитие складчатых структур в субдукционной зоне. В общем случае процессы погружения одной плиты под другую приводят к наращиванию континентальной коры на висячем (верхнем) крае субдукционной зоны в результате аккреции за счет обдирания и смятия осадочного чехла с погружающейся плиты. Зонам субдукции свойственна мощная вулканическая деятельность. Активный вулканизм проявляется по всему Тихоокеанскому поясу, образуя так называемое Тихоокеанское огненное кольцо, и наряду с аккрецией и прочими процессами принимает участие в горообразовании.
Наращивание континентальной коры и надвиг материковых плит приводят к сокращению океана. В геологическом прошлом существовали океаны, которые «закрылись» вследствие конвергентного (встречного) движения плит. Таковы знаменитый Тетис, Япетус, Палеоазиатский, Бореальный океаны.
Если в составе обеих взаимодействующих плит есть континентальные блоки, при их коллизии складчатый пояс вступает в новый этап развития, характеризующийся комплексом чрезвычайно сложных процессов, в которых задействованы разнообразные тектонические структуры.
Коллизия приводит к объединению плит, поскольку континентальная плита не может погрузиться в мантию из-за невысокой плотности большей части слагающих ее пород. Активные тектонические процессы в геосинклинальных поясах при этом постепенно затухают, а плиты могут начать новый этап своей эволюции (например, рифтогенез), нередко в другом регионе.
История и современность подвижных поясов земной коры
Формирование большинства ныне существующих складчатых поясов связано с «закрытием» древних океанов и коллизией континентов. Так, Урало-Монгольский пояс возник в результате исчезновения различных частей докембрийского Палеоазиатского океана, таких как Уральский, Туркестанский, Монголо-Охотский океаны. Северо-Атлантический пояс образовался на месте океана Япетус. При коллизии древних материков в суперконтинент Лавруссию. Исчезновение Бореального океана привело к возникновению Арктического пояса. В последующие эпохи Северо-Атлантический и Арктический пояса оказались расчленены молодым Атлантическим океаном.
Тихоокеанский и Альпийско-Гималайский – это активно действующие современные геосинклинальные пояса. В Евразии проявляют себя оба. Камчатка, Курилы, Сахалин, Японские острова представляют собой области Западно-Тихоокеанского подвижного пояса. Что касается Альпийско-Гималайского пояса, то практически весь он, за исключением Северо-Западной Африки (Магриб) и части Карибского региона, расположен на территории Евразийского суперконтинента.
Формирование Альпийско-Гималайского складчатого пояса охватывает длительный период. Заложение некоторых его участков началось еще в позднем протерозое. Но в основном пояс сложен областями мезозойской и альпийской складчатости. На всех участках пояса проявляется сейсмическая активность и рост горных сооружений. Кроме того, в Средиземноморье, где еще существует остаток океана Тетис и идут субдукционные процессы, наблюдается вулканическая деятельность. Таким образом, формирование пояса идет полным ходом и далеко от завершения.
Геосинклиналь
В термин Г. вкладывается и иное малоупотребительное и уст. содер.: 1. Г. довольно простая синклиналеобразная форма с длительным прогибанием, в результате которого образуются очень мощные призмы осад. (иногда и магм.) пород. 2. Г. — поверхность региональных размеров, которая претерпела глубокие опускания в течение времени накопления толщи п. экзогенного происхождения. 3. Г. — преимущественно морской басс., устойчивый во времени с весьма мощными осадками.
История развития представлений о Г. В 30-х годах XIX столетия Бэббедж и Гершель пришли к мысли, что возникновение мощных, смятых в складки осад. толщ обусловлено глубоким прогибанием земной коры и последующим их поднятием. Холл в 1859 г. объяснил образование осад. толщ большой мощн. прогибанием земной коры под тяжестью накапливающихся осадков, сносимых с соседних возвышенностей. Дана (Dana, 1873), автор термина Г., понимал под ними удлиненные прогибы, возникшие в условиях давления податливых, пластичных участков на более жесткие обл. континента. Это давление приводит к появлению крупных волн в земной коре прогибов — геогинклиналей и смежных поднятий — геоантиклиналей. Последующее сжатие ведет к смятию слоев и выжиманию их в виде горных возвышенностей. Бертран (Bertrand, 1887 и позднее) наметил стадийность геосинклинального процесса. В главные эпохи складчатости последовательно происходило опускание и заполнение прогибов осадками, смятие осад. толщ в складки и образование горных цепей. Or(Haug, 1900) считал, что в Г., представляющих собой неустойчивые полосы земной коры, способные к длительному прогибанию, накапливались батиальные серии (форм.), характеризующиеся громадной мощн. Г., по Огу, сосредоточены в обл., подверженных сильным дислокациям и метаморфизму. Богданович (1906) описал ю.-в. часть Кавказской Г., установив в ее пределах первичную мезозойскую Г. и частичные палеоген-неогеновые Г., образованные за счет расчленения первичной. Дееке (Deecke, 1912) на примере альпийской Г. подчеркнул ее высокую подвижность и сложность рельефа (архипелаги, мелкие моря, глубокие басс. и протяженные троги). Даке (Dacque, 1915) выявил, что существенной чертой Г. является чередование относительно медленных поднятий и опусканий значительного размаха. Намечается связь движений с глубокими (магм.) зонами, где имеет место изменение объема и перекристаллизация п., слагающих дно. Штилле (Stille, 1913, 1919 и позднее) сосредоточил внимание на эпизодических орогенических движениях. Шухерт (Schuchert, 1923) произвел сравнительный анализ Г. С. Америки на основе палеогеографических реконструкций. В его схеме Г. ограничиваются со стороны океана поднятиями — краевыми глыбами, бордерлэндами.
В 20-х годах XX столетия Зондер, а затем Бубнов (1923, 1930), Борисяк (1924), Обручев (1926, 1927), Штейнман (Steinmann, 1926), Краус (Kraus, 1927), Кобер (Kober, 1928), Малиновский (1929) высказали ряд плодотворных идей о стадийном (фазовом) развитии Г. процесса в течение тект. (ортогенетического) цикла, о зональном строении геосинклинальных складчатых областей (орогенов, по Коберу), о роли магматизма и разломов и о форм., характерных для разных стадий развития Г.
В 30—40-х. гг. произошло существенное углубление знаний о закономерности развития Г. в СССР. Борисяк (1931), Наливкин (1932), Тетяев (1935), Мазарович (1938) характерными признаками Г. считали: 1) накопление осадков большой мощн., происходивших в условиях весьма крупных опусканий дна Г. басс.; 2) смену погружений не менее интенсивными поднятиями; 3) пестроту фаций с преобладанием в зависимости от условий их образования известняков, яшм, тесно связанных с участками подводных извержений, разнообразных глинистых п., флиша и пр.; 4) наличие интенсивных дислокаций разного типа (простые складки, изоклинальные складки, шарьяжи, глыбовые надвиги); 5) широкое развитие процессов метаморфизма с образованием зон с преобладанием филлитов, кристаллических сланцев и парагнейсов; 6) закономерное размещение магм. тел (накопление основных лав в стадию прогибания Г., появление интрузий габбро и перидотитов в начале складчатости, интрузий гранитов, гранодиоритов, диоритов и сиенитов в эпоху максимального проявления орогенеза и появление вулканитов в конечную фазу орогенеза). Архангельский (1948) охарактеризовал геосинклинальную обл., Шатский (1948) — геосинклинальную обл. и систему, Белоусов (1948, 1954) определил Г. как обл. больших градиентов мощн., соответствующих большим градиентам скоростей и амплитуд колебательных движений и большой их контрастности. Для Г. характерно явление общей инверсии, т. е. смена общего прогибания Г. общим поднятием и частой инверсией внутри Г., а также определенная последовательность форм. по вертикали и в латеральном направлении, развитие полной складчатости и интенсивного магматизма. В 50—60-х гг. XX в. Муратов (1949, 1963), Пейве и Синицын (1950), Николаев (1953), Хаин (1954, 1964), Билибин (1955), Обуэн (1959, 1967), Хаин и Шейнманн (1960), де Ситтер (1960), Кинг (1963), Херасков (1964), Кузнецов (1964) определили совокупность признаков, закономерно связанных в едином процессе формирования Г. Из этих признаков важнейшими являются форм. осад. и магм., метаморфизм, мощн., интенсивность складчатости, характер глубинных разломов, мощн. и структура земной коры и верхней мантии. Решающим признаком Г. (за исключением современных) является смена погружений столь же интенсивным поднятием и складчатостью. В основу классификации Г. берутся разл. их признаки (см. ниже). В зависимости от слоев земной коры, в которой они развиваются, — Г. эвсиматические (eusimatic) и эвсиалические (eusialis) (Уэллс); по связи с магм. процессами, происходящими в глубинных и поверхностных слоях земной коры, — Г. батидермальные, дермальные и эпидермальные (Беммелен); а также фемические, сиалические (Радкевич), фемическо-сиалические, сиалические и литические (Красный); по соотношению со структурами предыдущего цикла — унаследованные, остаточные, возрожденные, наложенные и новообразованные (Хаин); по числу циклов, которые проходит Г. — полициклические, бициклические и моноциклические (В. И. Смирнов, Твалчрелидзе); с казахстанским, памирским, саянским и уральским типом расположения глубинных разломов (Пейве); по отношению к крупным структурным элементам (кратонам, платформам), тект. рельефу, магматизму — эвгеосинклинали, миогеосинклинали (Штилле); по источникам поступающего в Г. материала — экзогеосинклинали, автогеосинклинали, зевгогеосинклинали (Кей); по положению относительно консолидированных сооружений — ортогеосинклинали и парагеосинклинали (Штилле), а также эпикратонные Г. (Косыгин); по последовательности развития геосинклинального процесса — первичные, вторичные и остаточные (Пейве и Синицын); по отношению к континентам и океанам — межконтинентальные, вокругконтинентальные, вокругокеанические (Штилле, де Ситтер); по форм., выполняющим Г., — известняковые, флишевые и зеленокаменные (Муратов); по наличию интенсивного эффузивного и интрузивного магматизма (или только эффузивного) в раннюю стадию развития — Г. типа А и В, по развитию с обращенной или необращенной схемой — типа C и D (В. И. Смирнов). За совр. аналоги Г. принимаются системы островных дуг (вместе с глубоководными желобами) окраинных и внутренних морей в переходной зоне от континента к океану. Л. И. Красный.
Литература : Xанн B. E., Шейнманн Ю. M., Cто лет учения o геосинклиналях, «Cоветская геология», 1960, No 11; Xомизури Г. П., Pазвитие понятия «геосинклиналь», M., 1976.
Основные признаки геосинклиналей
Геосинклинали
Геосинклинали обладают следующими признаками:
1) Колоссальными размерами (многие тысячи км в длину и до тысячи км в ширину);
2) Формой (прямолинейная, дугообразная и кольцевая);
3) Повышенная проницаемость литосферы для потоков эндогенного тепла, а также магматических расплавов и других флюидов. К геосинклинальным областям приурочена основная масса интрузивных и эффузивных тел;
4) Морфотектоническая выраженность. На первом этапе развития геосинклинали представлены морскими впадинами, а на заключительном – континентальными высокогорными складчатыми системами;
5) Специфические формации;
6) Резкие изменения мощности осадочных пород в крест простирания геосинклиналей. Суммарная мощность осадков в некоторых местах может достигать 20-25км;
7) Процессы дислокации, метаморфизма и гранитизации осадочных пород.
В структурном делении геосинклиналей элементом первой величины является геосинклинальный пояс– мобильная зона литосферы планетарных размеров, испытывающая тектогенез конструктивного направления. Крупные геосинклинальные пояса в основном разделяют и обрамляют древние платформы, и считается, что они начали формироваться в позднем протерозое.
Основными складчатыми поясами Землиявляются:
1) Тихоокеанский геосинклинальный пояс обрамляет впадину Тихого океана и отделяет ее от древних платформ. В некоторых случаях этот пояс делят на Западно-Тихоокеанский и Восточно-Тихоокеанский;
2) Урало-Охотский простирается от Баринцева моря до Охотского;
3) Средиземноморский пересекает весь земной шар в широтном направлении от Карибского моря до Южно-Китайского моря;
4) Северо-Атлантический отделяет Северо-Американскую древнюю платформу от Восточно-Европейской древней платформы и на юге он сочленяется со Средиземноморским геосинклинальным поясом, на западе – с Арктическим и с Урало-Охотским на востоке;
5) Арктический протягивается от Таймыра на северо-востоке до Гренландии.
В основном все геосинклинальные пояса возникли в пределах древних океанических бассейнов или на их периферии. Существует два основных типа геосинклиналей: межконтинентальные геосинклинальные пояса, которые возникли на месте вторичных океанов, и окраинно-континентальные.
К межконтинентальному типу относятся все вышеперечисленные пояса, кроме Тихоокеанского.
Более мелкой структурной единицей геосинклиналей является геосинклинальная область, которая представляет собой обособленные участки геосинклинального пояса длиною в первые тысячи км, находящиеся на разных стадиях своего развития и характеризующиеся складчатостью определенного возраста, а также разным морфологическим выражением.
Миогеосинклинали – внешние, обычно примыкающие к платформам прогибы с малой тектонической активностью и отсутствием магматической активности.
Срединные массивы –устойчивые складчато-глыбовые блоки земной коры субплатформенного типа, которые располагаются внутри геосинклинальных областей.
На инверсном этапе развития в геосинклиналях формируются элементы иного типа. Геосинклинальные области и системы преобразуются в горно-складчатые области и системы, а сам геосинклинальный пояс преобразуется в эпигеосинклинальный орогенный пояс.
Характерными элементами тектоники многих эпигеосинклинальных орогенных поясов являются офиолиты, которые представляют пояса зелено-каменных пород основного или ультраосновного состава. Кроме того, в эпигеосинклинальных орогенных поясах очень распространены крупные тектонические структуры покровного типа, которые называются шарьяжами, которые в свою очередь являются пластинами горных пород, сорванными и гравитационно перемещенными с поднятий в депрессии на десятки и сотни км от места их коренного залегания.
Геосинклинальный пояс
Складчатый (подвижный [1] ) пояс (также ороген [2] ) — тектоническая складчатая структура планетарных масштабов, отделяющая древние платформы друг от друга или от океана. Характеризуется относительно высокой тектонической активностью, формированием магматических и осадочных комплексов. Протяжённость складчатых поясов составляет многие тысячи километров, ширина превышает тысячу километров.
Содержание
Основные складчатые пояса Земли [ | ]
На Земле насчитывают 5 основных складчатых поясов: [3]
Внутреннее строение складчатых поясов [ | ]
Передовой (краевой) прогиб — прогиб, расположенный между платформой и складчатой областью, превращающейся в орогенный пояс.
Внешняя зона периферической складчатой системы — зона, образующаяся путём роста и слияния многочисленных островных дуг, аккреционных призм, отмерших дуг, подводных хребтов и океанических плато.
Внутренняя зона орогена — зона столкновения двух или более крупных континентальных блоков и характеризующаяся сильным сжатием за счёт их надвигания друг на друга и метаморфической переработки.
Развитие складчатых поясов [ | ]
Складчатые пояса делятся на два основных типа [3] :
Что такое геосинклинальный пояс
Тульский государственный педагогический университет им Л.Н. Толстого
Кафедра экологии
Голынская Ф.А.
Главные структурные единицы литосферы
1.Геотектоническое строение дна океанов.
На основании изучения рельефа и геофизических материалов в океанах выделяются два основных типа структур: океанические платформы – талласократоны (греч. «таляса» – море) и вулканические подвижные пояса.
Океанические платформы занимают большую часть площади океана. Они разделяются валообразными сводово-глыбовыми поднятиями на отдельные впадины. Такие валы и впадины в какой-то степени могут быть сопоставлены с антеклизами и синеклизами материковых платформ. На океанической платформе Тихого океана обнаружены зоны широтных глубинных разломов (Г. Менард).
Внутриокеанические подвижные пояса выражены срединными хребтами, система которых пересекает все океаны. Наиболее изучен Срединно-Атлантический хребет, склоны которого осложнены сбросовыми нарушениями, создающими ступенчатый рельеф, а в середине располагается глубокая (до 2 км) впадина, представляющая собой грабен (рифтовая долина), образовавшийся по глубинным разломам. В ряде случаев в осевой полосе хребтов наблюдается чередование горстов и грабенов.
Рельеф дна океанов.
В рельефе дна океанов выделяется несколько крупных ступеней (см.рис.).
Обобщенный профиль дна океана (по О.К.Леонтьеву)
Область шельфа, или подводная окраина материков, на поверхности которой наблюдаются реликты материкового рельефа, в настоящее время покрытые морскими водами. Ширина ее меняется от нескольких километров близ молодых горных сооружений (вдоль западного побережья Америки, у восточных берегов Африки) до нескольких сотен километров вдоль северных берегов Евразии. Средняя глубина ее 200-250 м.
Материковый (континентальный) склон – переходная зона от подводной окраины материка к ложу Мирового океана, по классическим представлениям, выражен в виде относительно крутого уступа, который опускается от бровки шельфа до глубины 2000-2500, иногда 3000 м.
Ложе Мирового океана расположено на глубине от 2500-3000 до 6000 м при средней глубине 4000 м. Оно занимает около половины земной поверхности. В рельефе ложа преобладают главным образом плоские и холмистые абиссальные равнины, занимающие обычно крупные по площади замкнутые понижения, отделенные друг от друга возвышенностями различного происхождения. Важной особенностью рельефа ложа каждого океана является наличие срединно-океанических меридиональных хребтов, которые в южном полушарии примыкают к системе субширотных огромных поднятий.
2.Подвижные (геосинклинальные) пояса и стадии их развития.
Геосинклиналь, или геосинклинальная область, является одним из главных структурных элементов земной коры и составляет основу, на которой образовывались в последующем другие структурные элементы. В истории геологического развития Земли геосинклинали возникали, развивались и замыкались в различные эпохи, и на их месте формировались складчатые горные сооружения, а затем платформы.
Под геосинклиналями понимаются наиболее подвижные (мобильные) участки земной коры, в которых тектонические движения особенно многообразны по интенсивности, контрастности и направленности. Геосинклинали характеризуются комплексом признаков:
В развитии геосинклиналей за один тектонический цикл выделяется несколько стадий. В первой стадии геосинклинальная область обычно представляет собой единый покрытый морем широкий прогиб или совсем не расчлененный внутренними поднятиями, или слаборасчлененный. Для этой стадии характерно опускание земной коры и накопление в прогибах мощных терригенных глинистых осадков, приносимых реками с плоских платформенных равнин и островов внутри геосинклинали. Дальнейшее развитие характеризуется тем, что структура единого или слаборасчлененного прогиба усложняется. В нем появляются внутренние поднятия, разделяющие прогиб на более узкие внутренние геосинклинали. Но при этом усложнении преобладает погружение земной коры, хотя возникшие частные геоантиклинали могут подниматься или же опускаться, но с меньшей скоростью, чем смежные прогибы. Всюду идет процесс накопления осадков, достигающий наибольшей мощности во внутренних прогибах. В это время происходит внедрение основной магмы, образуются пластовые интрузии (силлы), местами подводные трещинные излияния лавы.
Вторая стадия характеризуется продолжающимся прогибанием геосинклинали и дальнейшей дифференциацией тектонических движений земной коры. Геосинклинальная область разделяется на ряд поднятий и прогибов, ограниченных крупными разломами. Образуются линейно вытянутые цепи островов, между которыми на месте впадин располагаются моря-проливы. В интенсивно развивающихся прогибах накапливаются мощные своеобразные отложения, называемые флишем. Флиш – это преимущественно морские осадочные образования, для которых характерно чередование трех-четырех разновидностей пород. Каждый такой набор разновидностей слоев называется ритмом. В каждом ритме грубозернистые отложения располагаются внизу, более тонкие вверху. Различают терригенный флиш, в котором ритм может состоять из конгломерата, песчаника, алевролита и аргиллита или же их трех последних. Развит также карбонатный флиш, в котором ритмы снизу вверх могут состоять из обломочного песчанистого известняка, мергеля и аргиллита (уплотненной глины). Мощность каждого ритма обычно измеряется десятками или единицами сантиметров, а мощность всей толщи составляет многие сотни, чаще первые тысячи метров. Многократное повторение ритмов отражает пульсационный характер колебательных движений в геосинклинали, накладывающихся на общее крупное прогибание.
В этой стадии происходит дальнейшее расширение геосинклинали. В прогибы вовлекаются смежные части платформ. Наряду с образованием новых поднятий внутри геосинклинали слои начинают сминаться в складки (ранняя геосинклинальная складчатость). Магматизм проявляется в излияниях не только основной лавы, но и лав среднего (андезитового) состава. Вдоль глубинных разломов внедряются интрузивные тела основной и ультраосновной магмы.
В третью стадию, или раннеорогенную, существенно изменяется направленность развития всей геосинклинальной области. Общее прогибание геосинклинали, которое свойственно было первым двум стадиям, сменяется поднятием. Наибольшие поднятия раньше всего охватывают центральные части геосинклиналей, где формируются так называемые центральные поднятия. Разрастаясь, они все больше и больше втягивают в поднятия смежные прогибы. Вместе с тем начинается интенсивная складчатость, которая развивается от поднятий к прогибам. Постепенно поднятие охватывает почти всю геосинклинальную область, и она в большинстве своем осушается, только в отдельных местах сохраняются лагуны. Исключение сотавляют периферические части геосинклинальной области, где образуются так называемые передовые, или краевые прогибы. В морские водоемы этих прогибов сносится терригенный материал, преимущественно тонкий глинистый или алевритовый. В этой стадии горные породы подвергаются региональному метаморфизму. Образуются крупные интрузивные массивы – батолиты и др., преимущественно кислого (гранитного) состава.
В ходе этой стадии на месте первоначального геосинклинального прогиба возникает сложное складчатое поднятие, т.е. происходит обращение, инверсия (по В.В. Белоусову) тектонического рельефа.
Четвертая стадия, или позднеорогенная, характеризуется значительным усилением восходящих тектонических движений земной коры и крупным сводовым поднятием всех собранных в складки горных пород, образованием хребтов, передовых и межгорных прогибов. В эти прогибы с растущих горных хребтов реками сносится большое количество обломочного материала, в них накапливаются мощные конгломераты, песчаники, песчанистые глины, а при создании лагунных условий – соленосные в жарком, засушливом климате или угленосные во влажном климате отложения. Геосинклиналь завершает свой цикл длительного развития превращением в сложную горно-складчатую или глыбово-складчатую область. Происходит то, что обычно называют «отмиранием» геосинклинали.
3.Континентальные платформы и вторичные орогены.
Платформами называются относительно устойчивые участки земной коры. Они развиваются на месте консолидированных складчатых сооружений, возникших при замыкании геосинклиналей. Это обширные, преимущественно равнинные участки земной коры, часто неправильной многоугольной формы. Такая форма обусловливается крупными краевыми разломами, отделяющими платформы от смежных с ними подвижных геосинклинальных областей. Примерами в России являются Русская (Восточно-Европейская) и Сибирская платформы. Для платформ характерны следующие особенности.
Особый тип послеплатформенного тектонического развития представляет собой горный пояс Центральной Азии, куда входят Тянь-Шань, Алтай, Саяны и др. Эти современные высокие горные сооружения образовались не как Альпы и Кавказ из геосинклиналей, а на месте платформ. В качестве примера можно рассмотреть развитие Тянь-Шаня.
В неогеновый и четвертичный периоды эта молодая платформа испытала значительную активизацию тектонических движений, выразившуюся в интенсивных поднятиях и прогибаниях земной коры. На ее месте образовался современный высокогорный рельеф Тянь-Шаня, где высочайшие поднятия – хребты чередуются с глубокими межгорными впадинами, или депрессиями. Общий размах вертикальных тектонических движений за весь неоген-четвертичный этап составил величину порядка 9-10 км. На вершинах гор сохранились поверхности выравнивания, образованные в платформенный этап развития.
В связи с необычным развитием Тянь-Шаня, Алтая и других горных сооружений, возникших непосредственно из платформ, а не из геосинклиналей, большинство исследователей склонны рассматривать их как особый тип структур земной коры. В.А. Обручев назвал такие горы возрожденными, В.В. Белоусов – активизированными платформами, и, наконец, в настоящее время достаточно широко применяется название эпиплатформы, или эпиплатформенные орогенные пояса или вторичные орогены.