Популярно о горообразовании

Возникновение горных ландшафтов – это сложнейший и до сих пор слабо выясненный геологический механизм. Процессы горообразования на нашей планете являются следствием не менее сложного и еще менее выясненного механизма конвективных течений в мантии Земли. Конвекция мантии, или иначе – тектоника мантии, обуславливает тектонику земной коры и, соответственно, приводит к формированию рельефа, а экзогенные, то есть внешние силы – вода и воздух завершают работу по созданию ландшафтов земной поверхности.

Процессы горообразования, или орогенеза, на континентах можно разделить на три типа – вулканический, складчатый, интрузивный. Каждый тип в отдельности в чистом, самостоятельном виде встречается редко. В реальности большинство горных систем мира имеют смешанные типы происхождения. Чаще всего это складчато-интрузивный тип к которому принадлежит величайшая Центрально-Азиатская горная система. 

Центральный Тянь-Шань

Лавовые потоки вулкана Тусиде. Сахара

Илийский Актау. Юго-восточный Казахстан

 Глубинные причины орогенеза

Первым необходимым условием начала роста гор и вообще деформации земной коры должно быть движение мантийного вещества под земной корой. Такое движение всегда сопровождается повышением температуры участка мантии пришедшего в более активное состояние. Мантийное вещество почти всегда находится в движении, но в разных областях скорость перемещения вещества может сильно отличаться. Здесь я не стану описывать причины конвективных потоков, так как это выходит за рамки данной ограниченной темы.

Мантия – это твердое вещество достигающее температуры 2600 гр. Цельсия в нижней мантии. В самом верхнем (литосферном) слое мантии температура опускается примерно до 1000 гр. Только в астеносфере – слое под литосферой на глубине около 250-350км (мощность астеносферы значительно варьирует вплоть до полного выклинивания) постоянно присутствует жидкая фаза вещества, которая составляет примерно 2% от объема слоя. Большой объем мантийного вещества разогретого до тысяч градусов представляет собой некую пасто- или желе-образную массу готовую в любой момент при падении давления или аномального повышения температуры перейти в жидкое состояние. Поэтому твердое состояние вещества глубоких недр планеты не служит ему препятствием для перемещения в виде конвекционного круговорота, при котором разогретые массы поднимаются вверх и относительно охлажденными опускается вниз.

Горячие потоки в астеносфере разогревают литосферный слой мантии, который имеет среднюю мощность в континентальных областях около 250км, в океанических около 80км и обладает уже некоторой хрупкостью. Литосферный слой мантии является нижней частью литосферы – области действия тектоники плит. Верхняя часть литосферы называется земной корой. Кора – самая жесткая и холодная сфера планеты. Средняя мощность континентальной коры составляет 35км, средняя мощность океанической коры – 6км.

Повышение температуры и тектонические подвижки в земной коре, вызванные конвективным перемещением вещества в подстилающей сфере, становятся причиной активного корового магматизма. Однако магматические расплавы могут вторгаться в кору и из мантии. В геологической истории нашей планеты такие внедрения мантийных расплавов нередко носили колоссальные масштабы с катастрофическими последствиями. Например, глобальный экологический кризис в конце пермского периода, повлекший за собой массовое вымирание животного и растительного мира, имел своей главной причиной внедрение базальтовых магм в районе современного плато Путорана в Сибири. Это плато и состоит из тех базальтов внедрившихся из недр мантии с сопровождением извержений пепла, газа и излияний лав. По примерным подсчетам тогда излилось и осело на земную поверхность около 5 млн. кубических километров пепла и лавы. Последующая речная эрозия довершила современный вид плато изрезанного каньонами с реками и водопадами.

Плато Путорана. Автор?

Магматические  процессы происходят и завершаются как внутри коры без выхода на земную поверхность, так и с выходом на поверхность в виде вулканических извержений. Вулканизму, под которым здесь подразумевается приповерхностные и надповерхостные явления магматизма, способствуют тектонические нарушения толщи коры. Магма, проникающая по тектонически ослабленным зонам, находит себе выход  в виде зрелищных извержений газа, пепла, обломков, лавовых бомб и излияний лавы, однако не менее распространенным, но очень медленным процессом является проплавление коры магматическими массами, которые застывают на разных глубинах и в последующем выдавливаются наверх с постепенным сносом перекрывающих осадочных пород. Такие горные магматические массивы широко распространены в Центральном Казахстане в виде живописных гранитных скал посреди обширных степей.

Гранитные дайки в андезитовых породах образовались во время подъема интрузивного массива сквозь вулканические толщи. Горячие гранитные массы раздвигали андезиты с образованием трещин. При этом продолжался рост кристаллов гранитов. Бектау Ата. Центральный Казахстан. Фото Автора

Гранитный массив Каркаралы в Центральном Казахстане

Гранитный хребет Уосатч. Юта. США

Какова причина тектоно-магматической дестабилизации континентальной литосферы? Усиливающийся конвективный поток в астеносфере стимулирует возникновение конвективных круговоротов масс вещества и круговоротов тепла и флюидных газовых и жидких потоков (важнейший флюид – вода) в вышележащей мантийной литосфере, что приводит к деформации, повышению температуры и утолщению участка земной коры над встречными течениями двух соседних круговоротов мантии. Такой участок является областью горообразования  (коллизионной зоной), где деформируется литосферная плита, при этом отдельные фрагменты (пластины) на поверхности земной коры надвигаются друг на друга, напоминая чешуйчатое строение или волнообразно сминаются.

Надвинутые друг на друга пласты морских отложений триасового периода. Хребет Мангистау. Западный Казахстан. Процесс сжатия земной коры проходил здесь в начале неогена около 20 миллионов лет назад

Чередование синклиналей и сильно-сжатых антиклиналей. Антиклинали обычно сильнее сжаты, потому что выдавливаются беспрепятственно наверх, где часто срезаются экзогенными силами). Синклинали же обычно менее сжаты из-за сопротивления нижележащих пластов. Хребет Каратау. Южный Казахстан

Под надвинутой пластиной на глубине порядка 20-30км из-за трения, тепловых и флюидных потоков повышаются давление и температура, в результате чего горные породы изменяют сначала свой минералогический состав, а затем и химический, иначе говоря, подвергаются метаморфизму разных степеней. Дальнейшее воздействие температуры, давления и поступления флюидов приводят к плавлению метаморфических пород, то есть происходит анатексис.

Плавление горных пород в нижней части континентальной коры с образованием магматического расплава называется анатексисом. Процессу плавления способствуют флюиды, которые проникают по тектоническим разломам, а также прямые внедрения магмы из нижележащей мантии. Внедрение флюидов и порций магмы разного геохимического состава приводят к глубоким химическим и физическим изменениям горных пород вплоть до их расплавления с образованием чаще всего гранитных расплавов. Гранитный состав расплава химически соответствует составу пород нижней коры, из которой образовалась магма. Температура начала анатексиса с образованием гранитных расплавов – 665-740 гр. С при давлении 2000 бар для пород, в состав которых входят кварц, плагиоклаз и калийсодержащие минералы. Такие расплавы образуются на глубинах 10-30 км. Расплав поднимается вверх, проплавляя вышележащие толщи, где скапливается при остывании и плотностном равновесии с вмещающими породами на значительных глубинах от нескольких километров до 0,5 км. Вероятно, это и есть основной процесс интрузивного магматизма.

Интрузивные породы (интрузивы) образуются чаще всего на глубинах свыше 3км, где магма медленно остывает, и минералы имеют достаточное время для кристаллизации. Минеральные зерна интрузивной породы растут до хорошо видимых размеров и порода приобретает полнокристаллическую структуру. В зависимости от процентного содержания кремнезема (оксида кремния) интрузивные породы подразделяются на кислые – например, гранит; средние – диорит; основные – габбро, анортозит; ультраосновные – перидотит, пироксенит. В этом ряду содержание кварца в породах уменьшается, в то время как содержание темноцветных минералов и плотность – увеличивается. Гранит – светлая, хотя и пестрая порода, тогда как перидотит уже зеленовато-черный.

Эффузивные горные породы (эффузивы) образуются из той же магмы, что и интрузивные породы. Разница между ними заключается в глубине застывания исходного магматического расплава. Эффузивы (вулканиты) – это магма, застывшая на небольших глубинах или прямо излившаяся на земную поверхность в виде лавы, поэтому, как правило, их кристаллизация проходила при более низких температурах. Основное различие между эффузивами и интрузивами заключается в их структуре. Магма, из которой кристаллизовались эффузивы, находилась ближе к земной поверхности и остывала значительно быстрее, чем магма, из которой кристаллизовались интрузивы. поэтому у минералов эффузивных пород было меньше времени для роста (кристаллизации). Основная часть кристаллов эффузивов глазом не различима и только отдельные кристаллы вырастают до вполне видимых размеров. 

Гранитный пласт, выдавленный между слоями осадочных пород

Механика образования гор

Гранито-гнейсовые купола – первые горные сооружения на Земле. Формировались они весьма экзотическим способом. Эти образования возникали в местах скучивания пластин первичной базальтовой коры над центрами схождения нисходящих конвективных потоков магматического океана, который покрывал всю Землю в архейском эоне 4-3 миллиарда лет назад. Это были первые острова континентальной коры среди базальтового океана – названные гранито-гнейсовыми куполами. Тогда образовалось около 40 раннеархейских групп куполов, которые впоследствии объединялись в более крупные блоки – зародыши будущих континентов.

Механизм формирования гранито-гнейсового купола архея складчато-интрузивный: В глубоких недрах (десятки километров) первых континентальных островов под действием флюидов, повышенного давления и температуры базальтовые пластины первичной коры подвергались метаморфизму с превращением в гнейсы, а затем переплавлению с образованием очага магматического расплава. В этом ограниченном твердыми породами очаге при отсутствии конвективных течений, то есть в спокойной обстановке, происходило выделение из базальтовой магмы и всплывание легкого гранитоидного расплава с последующим его выдавливанием вверх под нагрузкой гнейсовых пластин, продолжающих испытывать давление конвективных потоков внешнего магматического океана. Гранитоидные интрузии, по мере своего всплывания, проплавляли нагромождения гнейсов, занимая среди них центральную часть. Эти древнейшие гранито-гнейсовые купола в своем большинстве сохранились и по сей день.

Архейский гранито-гнейсовый купол Пилбара в Западной Австралии

На протяжении всей геологической истории, по мере роста земной коры, процессы горообразования усложнялись, но принцип формирования гор складчато-интрузивного типа остался прежний.

В настоящее время горы такого типа образуются по следующей схеме: В нижней мантийной части литосферы возникает пара конвективных круговоротов со встречными друг к другу потоками, образуя валиковую систему. Эти валиковые круговороты, в своей верхней части, сдавливают и деформируют массы горных пород коры, в результате чего на земной поверхности образуется вздутие в виде гор, а под вздутием, в нижней части коры, образуется аналогичное утолщение или по геологической терминологии – корни гор. Корни гор образуются путем затягивания в мантию пород коры валиковыми течениями. При дальнейшем движении конвективного круговорота, а значит при дальнейшем повышении температуры, под горным массивом начинается явление анатексиса или образование магматического (обычно гранитоидного) расплава, который по мере своего всплывания наверх, аналогично интрузивному процессу в гранито-гнейсовых куполах, проплавляет окружающие породы, остывает и кристаллизуется. Движение интрузии наверх после остывания и кристаллизации не обязательно останавливается. Интрузивные массы часто продолжают движение в кристаллическом состоянии и относительно охлажденными, приподнимая перекрывающие пласты, которые постепенно смываются с магматических пород, и тогда на земной поверхности мы можем видеть впечатляющие интрузивные массивы. Чаще всего это гранитные горы. Однако интрузивные породы часто существуют в недрах коры еще до появления конвективных круговоротов. Тогда явление анатексиса может и не происходить, а готовые интрузивные массивы будут точно так же выдавливаться к дневной поверхности.

При дальнейшем расширении и удлинении конвективных потоков в астеносфере, разогревающих вышележащие массы пород, круговороты в литосфере формируют парную валиковую систему, где между сходящимися валиками образуется утолщение коры в виде хребтов, а между расходящимися валиками кора становится тоньше с образованием межгорных долин.

Складчатость горных систем может формироваться и в результате столкновения континентальных плит, как сейчас это происходит между Индостанской плитой и Азией с образованием Гималайского хребта. Гималаи – это результат не только  деформирующего действия конвективного течения несущего на себе Индостан, но и результат давления на Азиатский материк самой Индостанской плиты.

Столкновение или коллизия Индостана и Азиатских плит кроме того стало причиной поднятия Тибетского нагорья, имеющего особую историю. Индостанская плита в настоящее время погрузилась в мантию на глубину около 200км и пододвинулась на север до Памира. Но от погруженной части Индостана 25 млн. лет назад произошел отрыв нижнего более плотного слоя (мантийной литосферы). Следствием этого отрыва, стало всплывание верхнего легкого слоя (коры), под современным Тибетом и это давление снизу привело к подъему Тибетского нагорья. Тем временем конвективные астеносферные течения, двигающие Индостан, сначала экранировали от загибающейся погружаемой части Индийской плиты, заворачивая вниз в мантию. После отрыва  нижней части плиты и поднятия верхней части, экран исчез, дав возможность конвективным течениям двигаться дальше на север, под подошвой Евразии формируя Центрально-Азиатские горные системы.

Разрез по линии Индостан - Казахстан. Масштаб произвольный

Складчатость на Памире. Фото Автора

Коллизия (столкновение) континентальных плит

Образование вулканов – это проявление эффузивного магматизма, то есть активного воздействия магматических расплавов сохраняющихся в жидком состоянии вплоть до земной поверхности. В зоне спрединга Срединно-Океанических хребтов океаническая кора имеет минимальную мощность до нулевой, и здесь излияния магмы повсеместны. Но что способствует магме сохраняться в расплавленном виде на материках  вплоть до их поверхности? Вулканизм, как и интрузивный магматизм, связан с флюидами - потоками горячих газов и жидкостей из недр. Флюиды способствуют разуплотнению и подъему глубинного вещества, которое в результате понижения давления начинает частично плавиться, образуя очаги магматических расплавов. Образование расплавов может происходить на разных глубинах до 400 км. Не менее важным условием вызывающим излияние магмы на поверхность является, по-видимому, давление вышележащих пород, превышающее нагрузку магматического столба. Третьим важным условием является тектоническая дестабилизация района проявления вулканизма. Тектонические разломы и являются каналами, подводящими к поверхности вулканические расплавы и газы.

Автор Diego Spatafore

Экзогенные факторы формирования горных ландшафтов

Наиболее мощным внешним фактором воздействия на горный рельеф является лед. Воздействие воздуха проявляется, главным образом, в суточных и сезонных колебаниях объема горной породы в соответствии с температурой окружающего воздуха. Горные породы почти всегда состоят из зерен различных минералов с разными коэффициентами расширения и сжатия. Неравномерные изменения объема внутри пород влекут за собой образование трещин и в конечном итоге разрушение породы.  Воздействие ветра несущего песок и пыль имеет незначительные масштабы. Гравитация тоже является важным экзогенным фактором в той же степени, как и эндогенным, то есть внутренним фактором горообразования.

Ледник Восточный Кауа Карпо. Южный Китай. Автор?

Лед образуется при накоплении снега не успевающего растаять в течение года. Здесь действуют два условия – температура воздуха и количество выпадающего снега. Так при незначительных годовых снежных осадках на высочайшем вулкане Земли Охос-дель-Саладо (6893м) ледники имеют незначительное распространение и на этой горе есть возможность проложить маршрут по сухому грунту до самой вершины. В юго-восточном Тибете ситуация обратная. Там свыше 5500м почти сплошь развито оледенение из-за часто выпадающего снега, а отдельные языки ледников сползают в субтропические леса до отметки 2800м. Однако немного западнее в южном Тибете из-за дефицита осадков встречаются вершины высотой почти 6000м и стоящие совершенно безо льда.

Охос-Дель-Саладо. Анды. Автор?

Снег постепенно уплотняется под действием давления и положительной температуры сначала до фирна, а затем кристаллизуется в лед. Под собственной тяжестью накопившейся лед сползает вниз в виде ледника, который выламывает горную породу.

Именно лед, этот великий скульптор, вырезая глубокие ущелья, придает островершинный вид горам. Но льды, придавая форму горам, разрушают их, а водные потоки довершают дело уничтожения горных сооружений вплоть до их полного выравнивания. Тогда на месте бывших гор может остаться только срез в виде узоров образованных смятыми и изломанными слоями осадочных пород.

Узоры смятых пластов осадочных пород в Северном Прибалхашье. На их месте были когда-то горы, ныне срезанные экзогенными силами

Разрушение гор льдами довершает жидкая вода, которая размывает и сносит отложенный в ледниковых моренах материал. Морена – это скопление грубообломочного материала образованное при движении ледника, который скалывает горные породы и транспортирует их вниз по ходу своего движения. Морена включает в себя бесформенные обломки пород различных размеров от 10-15 метров до песка и глин. Катастрофические селевые грязе-каменные потоки смывают обломочный материал и откладывают его у подножия гор. Селевые отложения – глины, пески и валунно-галечники могут достигать мощности 5 километров.

Последствия селевого потока. Северный Тянь-Шань

Кроме того результаты работы жидкой воды ярко представлены в виде каньонов на невысоких поднятиях. Каньон – это разновидность ущелья верхние кромки бортов (стен) которого четко ограничены. Кроме того для каньонов, в отличие от других ущелий, часто характерны отвесные борта, иногда с отрицательными углами наклона. Каньоны образуются рекой, чья эрозионная сила очень высока. Эрозионная же сила реки обусловлена перепадом высоты от истока реки до ее устья. Чем больше перепад высот от истока до начала каньона, а также объем воды в реке, тем больше врезающая сила реки.

В горах, где лед отсутствует, жидкая вода становится главным внешним фактором формирования рельефа. Сильнее всего разрушению жидкой водой подвержены молодые вулканические конусы, состоящие из рыхлых или слегка сцементированных пород – тефры. Вода, размывая слабо-сцементированные вулканические породы, не редко вызывает разрушительные потоки из вулканического материала – лахары. Вулканы разрушают и сами себя при особо мощных извержениях.

Разрушающее воздействие экзогенных факторов, гравитация и запас прочности горных пород, вероятно, никогда не позволят горным сооружениям достичь высоты выше 10км от своего подножия. 

Особенности горообразования в океанах

Океаническая кора имеет значительные геологические отличия от строения континентов. В целом океанические плиты имеют более простое строение, чем континенты. Значительные участки континентов сами были когда-то частью океанических плит, но в процессе сложнейших геологических преобразований они претерпели континентализацию и теперь на материках можно нередко увидеть горные породы и структуры, которые могли образоваться только в океанической коре и в подводных условиях.

Срединно-Атлантический хребет имеет возраст от 0 до 60млн. лет (красный и желтый цвет). По мере раздвига литосферы от оси восходящего конвективного потока, литосфера утолщается, выравнивается (зеленый и голубой) и через 140-180 млн. лет погружается под континенты в мантию 

Протяженные и широкие Срединно-Океанические хребты, опоясывающие непрерывной полосой мировой океан и почти всегда занимающие срединные области океанов, являются самым распространенным видом гор на океанической коре. Срединно-Океанические хребты (СОХ) имеют складчато-вулканическое происхождение. В большинстве случаев они образованы излияниями базальтовых лав в местах расхождения океанических плит, то есть в процессе спрединга.

Особенность структуры СОХ это наличие глубоких трансформных долин оперяющих или секущих СОХ перпендикулярно или под углом к главной оси хребта. Причем сама ось часто представляет собой такую же долину окаймленную по обе стороны хребтами, которые обычно и являются самой высокой частью СОХ. 

Классическое строение Срединно-Океанического хребта (СОХ). Северная Атлантика  

Причиной формирования трансформных долин СОХ является парная валиковая конвекция на границе с литосферой перпендикулярной нижнему течению в астеносфере, ответственному за раздвиг плит. В верхней охлажденной части астеносферы возникают условия неустойчивой стратификации, которые приводят к появлению охлажденных опускающихся течений. Поперечное направление охлажденного течения приобретается, вероятно,  за счет неравномерной температуры и скорости основного нижнего потока.  В  медленные и относительно холодные струи нижнего потока опускается верхнее течение, образуя валиковую систему, где над местом схождения конвективных валиков литосфера охлаждается и проседает. Иными словами – трансформные впадины формируются в области нисходящих встречных течений двух валиков, где при минимальной температуре устанавливается понижение кровли литосферы и соответствующее проседание дна океана. Согласно неравномерности нижнего потока формируется и неравномерная система трансформных долин.

Принципиальная схема двух-уровневой конвекции и формирования поперечного трансформного рельефа СОХ. Разрез продольный срединному рифту 

Океаническая кора, обладая поперечно-конвективной структурой, способствует формированию сдвиговых разломов под прямым ли косым углом к оси СОХ. Сдвиговые трансформные разломы используют при своем формировании ослабленные зоны поперечных впадин. Соответственно и главный или рифтовый срединный разлом СОХ сдвигается по поперечным трансформным разломам согласно отрезкам апвеллингов в астеносфере ответственных за раздвижение океанических плит.

 Разломы возникают между сегментами плит, которые двигаются параллельными курсами и с разной скоростью от разных отрезков апвеллингов ибо восходящий поток-апвеллинг Атлантического океана имеет прерывистую структуру с разной силой и скоростью восходящего мантийного вещества на разных отрезках. При чем ось апвелинга мигрируеттакжес различной скоростью на запад вслед за дрейфующим Американским континентом.

Сегменты СОХ смещаются вдоль поперечных трансформных разломов, подчиняясь миграции оси апвеллинга и направлению расходящихся потоков ответственных за раздвижение океанической литосферы. Это явление называют джампингом. На первый взгляд, трансформные разломы представляют собой сдвиги, но они отличаются от сдвигов тем, что противоположно направленное смещение их крыльев наблюдается лишь на участке, соединяющем оси спрединга. За его пределами оба крыла движутся в одну сторону, хотя скорость этого движения может отличаться.

Положение осей расходящихся конвективных потоков-апвеллингов (красные полосы) на участке в Северной Атлантике. Вероятно, восходящие потоки под Атлантикой имеют вид прерывных отрезков. При этом горизонтальные потоки под литосферой всегда имеют субширотное направление. Вся конвективная система мигрирует на запад вслед дрейфующей Америке. Миграция идет неравномерно, что приводит к явлению джампинга

Смещение срединных рифтовых долин без джампинга по искривленной траектории. Тихий океан

Развитию рифта на соседнюю плиту за ограничивающий трансформный разлом, препятствует, вероятно, большая мощность участка соседней плиты ввиду большего возраста этого участка.

Однако остается не ясным механизм, обеспечивающий на протяжении около 200 млн. лет стабильность Атлантического апвеллинга протяженностью более 21 000 км и, главное, сохраняющий в целом срединное и субмеридианальное положение оси восходящего потока-апвеллинга.

В океане существует и огромное количество вулканических плато, одиночных вулканов и вулканических цепей, состоящих из отдельных гор или связанных между собой невысокими хребтами. Наибольшими особенностями в отличие от материковых гор обладают вулканические цепи, происхождение которых делится на два вида – связанный с зоной субдукцией или иначе с зоной погружения одной океанической плиты под другую, и вид происхождения связанный с плюмовым магматизмом.

Гавайские острова – это горная цепь, происхождение которой, как предполагается, обязано плюму. Цепочка Гавайских островов сформирована в результате движения тихоокеанской литосферной плиты со скоростью порядка 52 километров в миллион лет на юго-запад над горячей точкой земной коры (плюмом), которая остается неподвижной или почти неподвижной. В результате этого острова на юго-западе старше, и, в большинстве своём, меньше по размеру, так как они дольше подвергались эрозии. 

Общая протяженность Императорского и Гавайского хребтов составляет около 6100км. Излом, разграничивающий хребты, вероятно, вызван сменой направления движения плиты

Плюм представляет собой огромные капли магмы, поднимающиеся в струе конвективного потока в мантии. Эти капли имеют более высокую температуру, чем окружающая их мантия. Они образуются на границе ядра и мантии или на границе нижней и верхней мантии. Плюмовые потоки долгоживущие.

Остров Гавайи — самый большой и молодой остров в цепочке островов, состоящей из семи различных вулканов. Высота острова-вулкана от основания на океанском дне до высшей точки (4205м) составляет почти 10 км, что делает вулкан Гавайи самой большой и высокой горой на планете.

Остров Гавайи образован базальтовыми лавами

 Горные цепи в зонах субдукции имеют складчато-вулканическое происхождение. Зона субдукции – это полоса, где одна океаническая плита погружается под другую океаническую плиту или под континентальную. При этом противостоящей плитой с погружаемой плиты срезаются осадочные слои. Эти слои нагромождаются друг на друга, образуя так называемую аккреционную призму в виде подводного хребта. Однако значительная часть морских отложений погружается вместе с остальной частью плиты в мантию, где при высокой температуре отложения расплавляются и уже в виде магматических очагов поднимаются вверх. Затем эта магма, образованная из бывших донных отложений, проплавляет плиту, противостоящую погружаемой и, в конечном итоге, выходит на поверхность в виде подводных и надводных извержений. Так возникает цепь вулканов окаймляющих зону субдукции.

Субдукция и спрединг

 Аккреция. Тихий океан. Срезаемые «чешуи» надвигаются друг на друга по мере погружения плиты под противостоящую справа плиту

Аккреционная призма из глубоководных осадочных отложений, смятых в процессе субдукции в кембрийском периоде. Центральная Азия

Здесь описаны основные принципы и особенности горообразования. Существует еще множество особенностей и еще больше загадок и неясностей при формировании гор. Можно сказать, что геология пока только заглянула в приоткрытую дверь загадочного и захватывающего мира гор и глубинных тектонических процессов. 

Северный Тянь-Шань. Заилийский Алатау. Мощная работа ледников создала эти нагромождения обломков горных пород