Реферат Курсовая Конспект
ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ - раздел Геология, О.к. Леонтьев Г. И. Рычагов Общая Геоморфология Д...
|
О.К. ЛЕОНТЬЕВ Г. И. РЫЧАГОВ
ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Допущено Министерством высшего и среднего
специального образования СССР в качестве учебного
пособия для студентов географических специальностей
ПРЕДИСЛОВИЕ
Настоящая книга предназначается в качестве учебного пособия для студентов географических специальностей университетов. В ней рассматриваются основные формы рельефа Земли и геолого-геоморфологические процессы, обусловливающие их образование.
Структура книги и ее содержание определяются пограничным положением геоморфологии как науки, развивающейся на стыке физической географии и геологии.
В первой части книги дается определение геоморфо
логии и объекта ее изучения, приводится краткий очерк
истории развития геоморфологии и ее современного со
стояния в Советском Союзе и за рубежом, а также рас
сматриваются общие сведения о рельефе и факторы
рельефообразования. , t
Вторая часть книги посвящена характеристике рельефа эндогенного происхождения. В ней рассматриваются вопросы происхождения планетарных форм рельефа в связи с особенностями глубинного .строения земной коры, а также рельефообразующ-ая -роль тектонических движений земной коры, магматизма и землетрясений.
В третьей части дана характеристика геоморфологических процессов и форхМ рельефа экзогенного происхождения. В отличие от ранее опубликованных работ подобного типа в предлагаемом учебном пособии значительное внимание уделено характеристике склоновых процессов, а также формам рельефа и геоморфологическим процессам, происходящим на дне Мирового океана. Большое внимание уделено взаимосвязи эндогенного и экзогенного рельефообразования.
В конце книги освещены общие вопросы методики геоморфологических исследований и геоморфологического картирования.
Изложение материала всех разделов дается с учетом новейших данных. Показано прикладное значение изучения рельефа: при поиске нефтегазоносных структур и россыпных месторождений полезных ископаемых, дорожном строительстве, проектировании ирригационных сооружений, изучении новейших и современных тектонических движений земной коры и т. д.
Значительное внимание в книге уделено взаимосвязи рельефа с другими компонентами географической среды.
При этом подчеркивается роль рельефа в системе природных компонентов ландшафта и показано место геоморфологии как науки в решении проблемы охраны природы и рационального использования природных ресурсов.
Книга снабжена большим количеством иллюстраций,
главным образом оригинальных.
Авторы примут с благодарностью все критические замечания в адрес предлагаемой книги и пожелания по ее улучшению.
I ЛиЛ&лт<.............. . »т
Для холмистых равнин
10—25 м — мелкорасчлененный 25—50 м — среднерасчлененный 50—100 м — глубокорасчлененный
Для горных территорий
100—250 м — мелкорасчлененный 250—500 м — среднерасчлененный 500—1000 м — глубокорасчлененный >1000 м — очень глубоко расчлененный
3. По крутизне земной поверхности.
tga | градусы | ||
Равнинный плоский | 0—0 | ,01 | 0,5 |
Равнинный волнистый | 0,01—0 | ,02 | 0,5—1 |
Равнинно-холмистый | 0,02—0 | ,07 | j___ 4 |
Холмистый | 0,07—0 | ,12 | 4—7 |
Гористый | 0,12—0 | ,4 | 7—24 |
Горный | 0,4—0 | ,7 | >24 |
Выделенные морфометрические категории не являются абсолютными, в особенности, если учитывать только какой-либо один показатель. Например, встречаются наклонные равнины, средний угол наклона поверхности которых может достигать 5°, но вместе с тем они не расчленены, поэтому их нельзя отнести к холмистым равнинам.
Морфографическая и морфометрическая характеристики рельефа имеют большое прикладное значение, так как без знания этих характеристик немыслимо строительство зданий и возведение сооружений, прокладка трасс железных и шоссейных дорог, проведение разного рода мелиоративных мероприятий и т. д.
Тщательное изучение морфографии и морфометрии рельефа имеет значительный научный интерес. Разнообразие морфографиче-ских и морфометрических показателей заставляет искать причину их различий, которая может заключаться в неоднородности геологического строения изучаемой территории, в характере и интенсивности новейших тектонических движений и современных экзогенных рельефообразующих процессов. В связи с научно-прикладной зна* чимостью морфографические и морфометрические показатели являются важнейшей составной частью легенд и содержания общих геоморфологических карт.
Однако характеристика рельефа только по морфографическим и морфометрическим показателям недостаточна. При классификации рельефа по этим показателям в одной категории могут оказаться формы, имеющие сходный внешний облик, но различные по происхождению (например, моренный холм и эоловый бугор) и, напротив, близкие по генезису, но разные по внешнему облику формы окажутся разобщенными (например, овраг и конус выно-„са-этого оврага).
I
53.
1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествующего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В настоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шлаковые конусы, лавовые пещеры и желоба.
При подводных вулканических извержениях поверхность излившихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гидростатическое давление водной толщи препятствует взрывным процессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф шарообразных, или подушечных, лав.
Излияния лавы не только образуют специфические формы рельефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, вызвать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способствуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, лавовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют особый морфологический тип морских побережий.
Излияния лав и выброс пирокластического материала неизбежно вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу «а острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль которого участок поверхности площадью около 3 км2 за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание
на 95 м.
Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут происходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рельефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны ■—цунами, которая обрушилась на берега Явы (и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода — извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извержения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и образовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.
Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.
Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вулканов являются центрами горного оледенения. Поскольку образую-
щиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо принципиальных особенностей, они специально не рассматриваются, флювиальные формы вулканических районов имеют свою специфику. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воздействуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении которых главная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети — так называемые барранкосы. Это глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от вершины вулкана (см- рис. 17).
Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами. Шар-ры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по'бывшим шаррам.
Общий рисунок речной сети в вулканических районах также зачастую имеет радиальный характер. Другими отличительными особенностями речных долин в вулканических районах являются водопады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками застывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, возникающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вообще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.
Для многих вулканических областей характерны выходы напорных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бывают окружены натечными, зачастую причудливой формы террасами. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Иелоустонском парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.
В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, например, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Не-Редко отдельности представляют собой многогранные столбы, которые очень эффекте выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов — шестиугольников или пятиугольников, получили название «мостовых гигантов».
При продолжительной денудации вулканического рельефа в пер-вУю очередь разрушаются накопления пирокластического материала.Более стойкие лавовые и другие магматические образования
55-
подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными ■формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некий (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).
Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация могут привести к разделению лавового плато на отдельные платооб-разные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе — меза).
щим окраины Тихого океана, прилегающим к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много подводных вулканов.
Сравнительно небольшое число вулканов приурочено к зонам разломов, рассекающих такие древние материковые платформы,. как Африканская.
В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков. Из океанических вулканических островов, можно назвать Гавайи, Азорские острова, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие. Особую вулканическую область представляет Исландия. На первый взгляд, распределение таких вулканов кажется незакономерным, спорадическим. Однако в распространении и этих вулканов имеется достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после того, как будут рассмотрены основные черты морфологии планетарных форм рельефа.
Исследователи рельефа и геологического строения дна океанов единодушно отмечают, что часто встречающиеся здесь плосковершинные подводные горы гайоты представляют собой подводные вулканы, вершины которых при более низком относительном положении, уровня моря были срезаны абразией. Как показывают данные бурения и геофизических работ, коренные основания океанических коралловых островов также имеют вулканическое происхождение. Широко распространенный холмистый рельеф дна океана в основном, как полагают, создан вулканическими извержениями. Все это свидетельствует об особенно широком развитии вулканических процессов именно в пределах Мирового океана.
В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать ,и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые потоки, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, поднимающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы (рис. 18).
Вулканический рельеф широко распространен «а поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обычно имели в виду вулканы суши. Исследования последних десятилетий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3 тыс. подводных вулканов.
Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к совершенно определенным зонам. Одна из таких зон имеет в основном меридиональное направление и протягивается вдоль западных побережий обеих Америк. Другая хорошо изученная зона вулканических районов имеет широтное простирание. Она охватывает районы, прилегающие к Средиземному морю и тянется далее на восток, где пересекается в районе Индонезии с третьей вулканической зоной, соответствующей западной окраине Тихого океана. В пределах третьей зоны большинство действующих вулканов приурочено к островным дугам — гирляндам островов, обрамляю-
ГЛАВА 7. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ
Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения имеют заметное рельефообразующее значение. Геоморфологическая роль зёмлетряеений'выражается в образовании трещин, в смещении блоков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном направлениях, иногда в складчатых деформациях.
Известно, например, что при Ашхабадском землетрясении в 1948 г. на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин разной величины. Некоторые из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и долины, вне видимой связи с существующим рельефом. По ним произошло перемещение масс в вертикальном направлении с амплитудой иногда до 1 м. Во время Беловодского землетрясения в 1885 г. (Киргизия) в результате вертикального смещения по трещинам блоков земной коры образовались уступы высотой до 2,5 м. При землетрясении в Португалии (1775) набережная г. Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Во время землетрясения в Японии (1923) одна часть залива Сагами (к югу
от г. Токио) площадью около 150 км2 быстро поднялась на 200— 250 м, а другая опустилась на 150—200 м.
Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде отрицательных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2,7 !км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при этом землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, а ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м. В результате землетрясения в Прибайкалье в 1862 г. значительный участок Кударинской степи (в северо-восточной части дельты Селенги) площадью около 260 км2 опустился, и на этом месте образовался залив Провал глубиной до 8 м.
Иногда при землетрясениях могут возникать специфические положительные формы рельефа. Так, во время землетрясения на севере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовавшимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на поверхность песок и глину. В результате возникали небольшие насыпные конусы высотой 1 —1,5 м, напоминающие миниатюрные грязевые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются деформации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии в 1891 г. на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.
В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при землетрясениях, имеют сравнительно небольшие размеры, они довольно быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.
Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных подземных толчков на крутых склонах гор, берегах рек и морей возникают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлажненных породах — оползни и оплывины. Так, во время Хаитского землетрясения в Таджикистане (1949) произошли крупные обвалы и. осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью погребенным под оплывиной, мощность которой достигала нескольких десятков метров. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину р. Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной плотины в верховьях долины р. Баксан на Кавказе. Часто при землетрясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь накопившийся на них рыхлый материал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.
В результате Алма-Атинского землетрясения в 1911 г. на северном склоне Заилийского Алатау оползневые и оплывные тела заняли площадь более 400 км2-
Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в долинах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей. Устремляясь вниз по долинам, сели производят огромную разрушительную работу, а при выходе из гор формируют обширные по площади конусы выноса.
Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разрывам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появляются новые, исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине р. Карадарья образовались грязевые вулканы.
Определенную рельефообразующую роль играют и те землетрясения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда называют, — моретрясения. Под их воздействием происходит перемещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных отложений даже на пологих склонах морского дна.
Моретрясения в ряде случаев вызывают образование гигантских морских волн — цунами, которые, обрушиваясь на берег, не только причиняют огромные разрушения населенным пунктам и сооружениям, созданным человеком, но и оказывают местами существенное влияние на морфологию морских побережий.
Подобно вулканам, землетрясения на поверхности земного шара распределены неравномерно: в одних районах они происходят часто и достигают большой силы, в других они редки и слабы. Высокой сейсмичностью характеризуются средиземноморский пояс складчатых сооружений от Гибралтара до Малайского архипелага и периферические части Тихого океана. Значительной сейсмичностью отличаются срединно-океанические хребты, область великих озер Восточной Африки и некоторые другие территории.
Если сравнить карты географии вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены к тем же областям, в которых сосредоточена большая часть действующих и потухших вулканов. Разумеется, это не простое географическое совпадение, а результат единства проявлений внутренних сил Земли. Это единство выявляется еще более четко при сопоставлении карты распространения вулканов и землетрясений с картой новейших тектонических движений. Сопоставление дает основание прийти к заключению, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.
ГЛАВА 8. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА
Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезорельефа образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа — планетарные —также обязаны своим происхождением внутренним
силам Земли, лежащим в основе образования различных типов земной коры.
Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под материками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры (рис. 19).
Кора материкового типа характеризуется большой мощностью — в среднем 35 км, местами — до 75 км. Она состоит из трех «слоев».
Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированно-сти. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гранитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.
Под гранитным слоем залегает базальтовый слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Истинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выравненных участков материков — 25—30 км.
Кора океанического типа резко отличается от материковой. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощностью от нескольких километров до нескольких сотен метров залегает промежуточный слой переменной мощности, нередко называемый просто «вторым слоем». Сейсмические волны распространяются в «ем с большими скоростями, чем в осадочном, но меньшими, чем в гранитном слое. Предполагают, что промежуточный слой состоит из уплотненных осадочных пород, пронизанных вулканическими образованиями. В последнее время этот слой получил название «океанического фундамента». Под ним залегает базальтовый слой мощностью 4—7 км. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры является малая мощность и отсутствие гранитного слоя.
Особое строение земная кора имеет в областях перехода от материков к океанам — в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере западной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные геосинклинальные области обычно состоят из трех основных элементов — котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоководных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сложены корой, близкой по строению к материковой. Характерной особенностью переходных областей являются также сложное взаимосочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.
Своеобразными чертами характеризуется земная кора под сре-динно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так называемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность — залегание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3— 7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение вещества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило дополнительное подтверждение в результатах глубоководного бурения, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атланти-
ческом хребте.
Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответствуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20). Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади материки могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части . материков получили название подводной окраины материков. В гео-
физическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.
Океаническому типу земной коры соответствует ложе океана.
Сложно построенная кора геосинклинального типа находит отражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.
Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе планетарной системе орединно-океанических хребтов.
Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеобразием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.
Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших планетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при приведенном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее безу-62
словно велика, так как условия рельефообразования на морском дне и на суше существенно различны.
Следует также отметить, что на материках, являющихся весьма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми платформами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразова-тельныхм движениям и еще не утратившие полностью черты, свойственные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся 'материковой земной корой.
В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мегарельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа материков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.
ГЛАВА 9. МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ
Площадь материков вместе с подводной окраиной, а также альпийскими эпигеосинклинальными континентальными образованиями и участками с корой материкового типа в пределах переходных зон составляет примерно 230 млн. квадратных километров.
По структуре материки — сложные гетерогенные тела, сформировавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных стадий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. По характеру тектонической активности и направленности геологического развития в пределах материков выделяются более устойчивые (более стабильные) площади, получившие названия платформ, и площади, обладающие большей тектонической подвижностью (мобильностью), — геосинклинальные области. Неоднородность строения и развития платформ и геосинклинальных областей определяет различие рельефа в их пределах и позволяет выделить в пределах материков два основных типа морфоструктур — платформенные и геосинклинальные. При более детальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и геосинклинальные области оказываются далеко неоднородными по геологическому строению, развитию и возрасту. Эта неоднородность находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разного порядка.
МЕГАРЕЛЬЕФ ПЛАТФОРМ СУШИ
Как известно из курса геологии, платформы—■ это основные элементы структуры материков, которые в отличие от геосинклиналей
характеризуются более спокойным тектоническим режимом, меньшей интенсивностью проявлений магматизма и сейсмичности. Диф-ференцированность, скорости и амплитуды вертикальных колебательных движений в пределах платформ также невелики. Поэтому-более 50% площади материковых платформ занято низменными равнинами, невысокими плато, плоскогорьями или шельфовыми морями типа Балтийского, Желтого и др.
Однако, как было сказано выше, материковые платформы неодинаковы по возрасту. Значительные их части, главным образом по периферии, стали платформами геологически сравнительно недавно — в мезозое. Раньше эти участки платформ были областями интенсивной деятельности эндогенных процессов, областями активного горообразования. Свидетелями этого являются горные сооружения, окаймляющие древние (докембрийские) материковые платформы: горы Северо-Востока СССР (Верхоянский хребет, хребет Черского и др.), обрамляющие с востока Сибирскую платформу, Скалистые горы, обрамляющие с запада Североамериканскую платформу, и др. На поверхности материковых платформ местами сохранились и так называемые остаточные горы более древних складчатых сооружений, сильно денудированные, но еще достаточно заметные в рельефе: Гвианское и Бразильское нагорья в пределах Южноамериканской платформы, ряд нагорий и горных массивов в пределах Африкано-Аравийской платформы и др. Наконец, известны и такие участки платформ, которые, несмотря на свою древность, в недавнем геологическом прошлом испытали коренную перестройку рельефа, стали тектонически активными и на их месте возникли горы. В ряде случаев такие районы характеризуются высокой сейсмичностью и проявлением современного вулканизма. Это так называемые горы возрожденных подвижных поясов, о которых речь пойдет несколько позднее.
Наибольшую площадь среди материковых платформ занимают древние платформы, возникшие на месте докембрийских геосинклинальных областей. К числу таких платформ относятся: Южноамериканская, Африкано-Аравийская, Индостанская, Австралийская, Североамериканская, Восточноевропейская, Сибирская, Северокитайская, Южнокитайская. Из сопоставления тектонической и физи-ческой карт мира видно, что этим платформам в крупном плане соот-ветствуют относительно ровные пониженные или невысоко приподнятые пространства материков, хотя характер рельефа этих пространств и -не остается одинаковым от места к месту-
На платформах южного полушария в течение длительного времени поднятия преобладали над погружениями, поэтому они характеризуются более высокими средними высотами, в их пределах чаще встречаются довольно высокие горные массивы. Значительную часть площади платформ занимают щиты, кристаллические породы хоторых и структуры кристаллического фундамента оказывают существенное влияние на рельеф, формирующийся под воздействием внешних (экзогенных) сил. Эти платформы характеризуются несколько повышенной сейсмичностью. В их пределах встречаются
трубки взрыва. По ряду признаков к платформам южного полушария близки Сибирская и Индостанская платформы.
Важнейшими структурными элементами древних платформ, кроме отмеченных выше щитов, являются антеклизы и синеклизы, обычно выраженные в рельефе в виде обширных возвышенностей и впадин. Следует отметить, что антеклизы и синеклизы чаще всего связаны с подвижками блоков фундамента по разломам. Отражение этих структур в рельефе оказывает существенное влияние на распределение поверхностного стока и формирование речных систем. Последние тяготеют к синеклизам и другим более мелким отрицательным структурам, а основные водоразделы располагаются в пределах антеклиз. Так, в пределах Восточноевропейской платформы системы Среднего Днепра, Верхней Волги, Печоры довольно четко укладываются в контуры соответственно Украинской, Московской и Печорской синеклиз.
Испытывая медленные, но устойчивые во времени восходящие движения, щиты и антеклизы создают предпосылки для формирования на них преимущественно денудационных равнин. К сияекли-зам, особенно к тем из них, которые испытали длительное погружение или продолжают погружаться и в настоящее время, приурочены аккумулятивные равнины. Горы платформ—-области преимущественной денудации.
Аккумулятивные равнины обычно сложены с поверхности мощными толщами новейших, неоген-четвертичных слабо консолидированных отложений, хотя часто аккумулятивный процесс здесь имеет унаследованный характер. Например, аккумулятивная равнина Амазонки, приуроченная к одноименной синеклизе Южноамериканской платформы, начала формироваться еще в протерозое. В основании аккумулятивной равнины Прикаспийской низменности лежат пермские отложения палеозоя и т. д.
Денудация в пределах аккумулятивных равнин сильно ослаблена или имеет локальное 'развитие. Продукты выветривания не успевают удаляться с места их образования и накапливаются на поверхности. Часто к ним присоединяются рыхлые наносы (речные, ледниковые, эоловые), принесенные извне. В отличие от денудационных равнин и особенно гор свойства коренных горных пород, слагающих цоколи аккумулятивных равнин, и условия их залегания не играют большой роли в формировании рельефа. Морфологический облик аккумулятивных равнин определяется поверхностными рыхлыми образованиями как возникшими на месте, так и принесенными со стороны.
Встречаются аккумулятивные равнины, возникшие на месте территорий, испытавших погружение небольшой амплитуды. В новейшее (неоген-четвертичное) время они либо прекратили погружение, либо испытали небольшие поднятия. Такие равнины характеризуются маломощным чехлом молодых рыхлых покровных образований, через которые достаточно отчетливо «просвечивают» структуры нижележащей части осадочного чехла или кристаллического основания. Такие равнины занимают значительные площади Восточно-
3—911
европейской и Североамериканской платформ. Близкое залегание к поверхности коренных пород оказывает влияние на плановую конфигурацию эрозионной сети и на морфологический облик эрозионных форм равнин. Такие равнины в отличие от ранее рассмотренных имеют увалистый или волнистый рельеф, повторяющий в смягченном виде неровности структур осадочного чехла или фундамента платформ. Мелкие черты пластики их определяются поверхностными рыхлыми образованиями, чаще всего приносимыми со стороны. Так, значительные пространства холмистого рельефа Североамериканской и Восточноевропейской равнин обусловлены осадками, оставленными материковыми оледенениями. Холмистый рельеф равнин Северной Африки и Центральной Австралии сформировался за счет эоловой аккумуляции и т. д.
Иной облик рельефа имеют денудационные равнины, сформировавшиеся на участках древних платформ, на которых явно преобладают положительные движения земной коры. Наиболее характерная черта денудационных равнин — зависимость их рельефа от геологической структуры денудируемых пород. Самыми яркими примерами их являются равнины, сформировавшиеся на щитах. Выход на поверхность в пределах щитов кристаллического фундамента платформ сам по себе указывает на то, что здесь в течение очень длительного времени непрерывно господствует денудация. Соизмеримость темпа поднятия с темпами денудационного среза и длительность процесса приводят в крупном плане к почти идеальному выравниванию, срезанию древних структур. Лишь мелкие детали коренной структуры находят отражение в рельефе таких равнин. Примерами их могут служить равнины, сформировавшиеся на Балтийском, Канадском и других щитах докембрийских платформ.
На участках платформ, характеризующихся горизонтальным или пологонаклонным залеганием пород различной стойкости, денудация ведет к образованию столовых или ступенчатых равнин и плато. Такие плато широко развиты в пределах Африканской платформы. Расчленение окраин столовых плато нередко ведет к образованию останцов с крутыми склонами и горизонтальной вершинной поверхностью. Останцовые возвышенности обычно называют столовыми горами (см. рис. 4).
При заметном моноклинальном залегании пород вырабатываются запрокинутые асимметричные ступени, приближающиеся по облику к куэстам предгорий. Таков, например, рельеф Приленско-го плато в пределах Сибирской платформы.
Теоретически идеальной денудационной равниной является пенеплен (от peneplain — почти равнина). Однако даже наиболее близкие к этому понятию денудационные равнины щитов заметно отличаются от теоретического пенеплена большим разнообразием колебаний относительных высот и характером сочленения сопряженных форм рельефа. Это объясняется изменчивостью (цикличностью) геологического развития земной поверхности, различием физико-географической обстановки, а в некоторых случаях и осо-
бенностью условий формирования рельефа. Так, приподнятость и пасчлененность рельефа Балтийского и Канадского щитов обусловлены не только сложностью их геологической структуры, но и неравномерностью изостатических поднятий, связанных с таянием плейстоценового ледникового покрова. Поднятие вызвало омоложение или оживление древних разломов, обусловив врезание и существенную перестройку речной сети и тем самым значительное отклонение облика рельефа от рельефа идеального (теоретического)
пенеплена.
Длительность континентального периода развития отдельных частей материковых платформ неодинакова, поэтому и денудационные процессы на разных участках срезали различную толщу залегающих с поверхности пород. В результате на древних платформах часто встречаются сложные соотношения современной топографической поверхности с геологической структурой, несовпадение рисунка гидросети со структурным планом прорезаемых пород (эпигенетические долины и др.) и т. д-
Длительное континентальное развитие поверхности платформ может привести к образованию полигенных выровненных поверхностей, в пределах которых чередуются участки с денудационным и аккумулятивным рельефом.
Среди денудационных равнин платформ суши следует упомянуть так называемые краевые денудационные равнины, обрамляющие платформы либо вдоль морского края, либо вдоль подножья гор. Краевые равнины бывают выработаны в складчатой структуре, однако их образование в принципе возможно и при горизонтальной и при моноклинальной структурах. Приморские краевые равнины, как правило, абразионного происхождения. Поверхность их срезает коренные структуры по некоторой наклонной плоскости, уклон которой слегка нарастает в сторону моря. Примером краевой абразионной равнины может служить Зауральское плато, выработанное в складчатых структурах восточного склона Урала морскими бассейнами палеогенового возраста.
Краевые равнины на складчатом основании могут образоваться у подножья гор при параллельном отступании их склонов под действием денудации. Такие равнины получили название педиментов (pedimenturrn—подножие). Типичный пример педимента — предгорная равнина, примыкающая к юго-восточному склону Аппалачей, — Пьедмонт, представляющая собой выровненную слабонаклонную (3—5°) поверхность с маломощным чехлом рыхлых отложений.
Облик мезо- и микрорельефа равнин обоих типов определяется характером срезанных структур, составом пород, их слагающих, длительностью воздействия денудационных процессов, а также физико-географическими условиями регионов их образования.
Поднятые денудационные равнины нередко называют нагорьями или плоскогорьями. Таковы, например, Гвианское нагорье, Среднесибирское плоскогорье и др.
Следовательно, в пределах древних платформ четко выделяются по происхождению и характеру рельефа равнины аккумулятивные
3* 67
и денудационные. Общий облик рельефа первых во многом зависит от мощности рыхлых покровных образований и мощности осадочного чехла в целом. На облик рельефа вторых существенное влияние оказывают структуры, на которых сформировались денудационные равнины. Мезо- и микроформы рельефа равнин во многом^ зависят от характера воздействующих экзогенных факторов, «набор» и относительная значимость которых определяются широтной зональностью. Поэтому именно на раввинах платформ, располагающихся иногда в нескольких климатических зонах, наиболее четко прослеживается зональность рельефа экзогенного происхождения и современных геолого-геоморфологических процессов. Так, северная часть Восточноевропейской равнины характеризуется широким развитием ледникового рельефа, созданного покровным оледенением. На крайнем севере этой равнины в условиях полярного климата развиты формы.рельефа, связанные с наличием вечной мерзлоты Гум'идный климат центральной части равнины обусловил развитие эрозионного рельефа, а аридный климат юго-востока — эолового, Зональность прослеживается в рельефе как аккумулятивных, так и денудационных равнин.
Как уже упоминалось выше, в пределах древних платформ наряду с равнинами встречаются и горы, развитые преимущественно на щитах, т. е. на докембрийских кристаллических массивах. Характерной чертой таких гор является отсутствие четко выраженной ориентировки (линейности), неправильная форма в плане. Очень большая роль в морфологии, да и в самом возникновении гор принадлежит разрывной тектонике, которая в целом ряде случаев совершенно не согласуется с древней структурой щитов. Мезорельеф гор щитов зависит от литологического состава и структуры кристаллического фундамента, а также от характера воздействующих внешних сил, предопределенных конкретной физико-географической обстановкой. В связи с тем, что горы щитов редко превышают 2000 м, широтная климатическая зональность рельефа в них прослеживается четче, чем высотная поясность. Из-за отсутствия четкой ориентировки горы щитов часто именуются нагорьями.. Таковы Гвианское и Бразильское нагорья в Южной Америке, нагорья Ахаггар и Тибести в Африке и др.
В некоторых случаях горы на щитах могут представлять собой отпрепарированные крупные магматические тела, например Хибинские горы на Балтийском щите. Наконец, возможно образование гор щитов и платформ в результате интенсивного врезания рек при сводовых поднятиях щитов и антеклиз. Примером таких гор могут служить горы Виндхья в Индии. Они образовались в результате эрозионного расчленения края щита и их рельеф оказался практически не связанным с древней структурой Индостана.
В соответствии со сказанным горы древних платформ могут быть подразделены на две категории: а) тектонические горы с невыраженной древней структурой и б) эрозионные горы, обособленные глубоким врезанием рек и мало связанные со структурой фундамента.
Много оощего с рельефом древних (докембрийских) платформ имеет рельеф и так называемых молодых платформ, возникших в послепротерозойское время на месте каледонских, герцинских и мезозойских складчатых областей. Подобно первым, в их пределах существенная роль принадлежит равнинам, невысоким плато и плоскогорьям. Среди равнин выделяются и аккумулятивные и денудационные. Примером аккумулятивных равнин могут служить значительные части Западно-Сибирской, Туранской и Колымской низменностей, сформировавшихся на месте палеозойской и мезозойской платформ. Типичной денудационной столовой равниной на гер-цинской платформе является плато Устюрт, а денудационной равниной на моноклинально залегающих породах— территория так называемого Парижского бассейна. Рельеф Казахского мелкосо-почника, сформировшийся на складчатом палеозойском основании, в крупном плане сходен с рельефом щитов древних платформ. Приведенные выше краевые денудационные равнины (Зауральское плато, Пьедмонт) сформированы на срезанных палеозойских (герцинских) складчатых структурах.
В рельефе молодых платформ есть и существенные отличия от
рельефа древних платформ. Главное отличие заключается в резком
возрастании горного рельефа, особенно в пределах мезозойских
платформ. Различна также структура и рельеф гор. Горы молодых
платформ хотя и утратили свою высокую тектоническую активность,
в подавляющем большинстве случаев четко выражены в рельефе,
имеют ясную линейную ориентировку (Урал, Аппалачи, Большой
Водораздельный хребет Австралии и др.), хотя последней может и
не быть (Центральный Французский массив, ряд массивов в пре
делах Казахского илелкосопочника). В горах и на равнинах моло
дых платформ четче прослеживается связь молодых структур с
древними. Так, в горах Урала, северной части Аппалачей древние
структуры хотя и срезаны на большую глубину, тем не менее про
должают контролировать наиболее крупные черты рельефа этих
горных стран, т. е. последующие тектонические движения здесь про
явились согласно с древней структурой. В юго-западных Аппа
лачах, в Капских горах (Южная Африка), в большинстве гор мезо
зойского возраста древние структуры срезаны неглубоко, и они це
ликом определяют все основные черты современного рельефа этих
гор. ,'..',..
Есть в пределах молодых платформ и такие горы, которые образовались в результате разрывной тектоники, проявившейся несогласно с древней структурой: Скандинавские горы, горы Центральной Европы (Гарц, Шварцвальд, Вогезы и др-).
Таким образом, среди гор молодых платформ можно выделить: а) горы с неглубоко срезанной древней структурой, четко выраженной в современном рельефе; б) горы с глубоко срезанной древней структурой, унаследованной последующими движениями и проявляющейся в современном рельефе; в) горы, образованные главным образом разрывной тектоникой, с невыраженной древней структурой,
В рельефе молодых платформ четко прослеживается как высотная поясность, так и широтная климатическая зональность. Первая является следствием значительных абсолютных высот гор, вторая — их протяженности. Одна и та же горная система оказывается в разных климатических зонах и, следовательно, подвергается воздействию различных внешних агентов. В связи с этим, например, рельеф Северного Урала резко отличается от рельефа Среднего Урала, а рельеф последнего не менее резко отличается от рельефа Южного Урала. Такая же картина наблюдается в Аппалачах.
Необходимо отметить, что многие горы платформ как древних, так и особенно молодых характеризуются некоторым увеличением мощности земной коры (до 55 км) и отрицательными аномалиями силы тяжести, распределение которых в отличие от равнин нередко имеет линейный характер. Таким образом, в основе орографического обособления гор от равнин в пределах материков лежат также различия в строении земной коры, хотя и менее значительные, чем те, которые привели к обособлению планетарных форм рельефа.
МЕГАРЕЛЬЕФ ПОДВИЖНЫХ ПОЯСОВ МАТЕРИКОВ
В. Е. Хаин выделяет два типа подвижных поясов материков: геосинклинальные, представленные горным рельефом суши, сформировавшимся в альпийское время на месте бывших геосинклинальных бассейнов, и геоантиклинальные, или возрожденные, горный рельеф которых возник на неотектоническом этапе на месте разнородных и разновозрастных геологических структур, включая наиболее древние из них — докембрийские платформы.
В пределах геосинклинальных подвижных поясов В. Е. Хаин выделяет окраинноматериковые, формирующиеся в зоне перехода между материками и океанами, и внутриматериковые. Мегарельеф» переходных зон более подробно рассмотрен в следующей главе.
Мегарельеф внутриматериковых геосинклинальных поясов. Геосинклинальный пояс, или геосинклинальная область,—-это участок земной коры, где происходит горообразование, интенсивно протекают тектонические процессы, в том числе смятие в складки пород, ранее отложившихся в морском бассейне. Это область интенсивного вулканизма, частых и сильных землетрясений.
Каждая геосинклинальная область в своем развитии пережи-ва-ет несколько этапов. На первом этапе идет интенсивное прогибание дна бассейна. По мере прогибания происходит накопление мощной толщи осадков. Прогибающаяся толща осадков деформируется,, подвергается динамическому и термическому воздействию. Этот процесс сменяется складчатостью, внедрением интрузий и затем общим поднятием рельефа — выжиманием всей складчатой и пронизанной интрузиями толщи. В ходе поднятия образуются глубокие разломы, по которым на поверхность прорывается магма, развивается вулканизм. Все эти процессы сопровождаются частыми и сильными землетрясениями. В процессе дальнейшего развития1 пояса)
вулканизм затухает, напряженность тектонических процессов снижается. Сформировавшаяся на месте геосинклинали горная страна постепенно нивелируется, и на месте бывшей геосинклинальной области, области интенсивного горообразования, формируется относительно малоподвижная структура —• платформа. Последовательность описанных событий можно проследить, изучая современные геосинклинали, находящиеся на разных стадиях развития.
По мере развития геосинклинальных областей в земной коре геосинклинального типа все большее значение начинает играть материковая кора. В поясах горных сооружений, находящихся в пост-теосинклинальной стадии развития, материковый тип земной коры •является господствующим как в геофизическом, так и в геоморфологическом смыслах.
В пределах материков в постгеосинклинальной стадии развития находится Средиземноморский пояс альпийской складчатости. По структуре и характеру мегарельефа этот пояс далеко не однороден. На западе наряду с широким развитием структур материкового типа сохранились морские впадины с субокеаническим типом земной коры. Для них характерна очень большая мощность осадочного слоя: в котловинах Средиземного моря 5—8 км, в Черном море — ■более 15 км, в Южном Каспии — до 25 км. Сохранились в рельефе пояса, хотя и утратили свою морфологическую индивидуальность, «свойственные переходным зонам островные дуги (дуга Ионических островов, Крита и Родоса в Средиземном море) и глубоководные желоба (Эллинский желоб глубиной около 5,5 км, см. рис. 30).
Чем дальше на восток, тем меньше в Средиземноморском поясе «остается площадей, занятых морскими бассейнами с корой субокеанического типа. Южный Каспий представляет собой крайний член этого убывающего ряда. Восточнее Средиземноморский пояс альпийской складчатости на всем протяжении от Южного Каспия и до Индокитая представлен исключительно материковым типом земной коры. По характеру строения земной коры это уже материк, но по степени ее подвижности это еще не материковая платформа. 05 этом свидетельствуют прежде всего степень вертикальной расчлененности и абсолютные высоты рельефа. В пределах рассматриваемой области располагаются высочайшие горные системы суши — Памир и Гималаи. Размах относительных высот здесь достигает 9 км, что никак не характерно для материковых платформ. Интенсивность проявления эндогенных процессов в этом поясе хотя и слабее, чем в геосинклинальных областях, находящихся на более ранних стадиях развития, однако остается значительной: вся эта область сейсмична, в ее пределах имеются действующие или недавно потухшие вулканы.
Очень важной, но далеко не полностью объяснимой особенностью альпийских горных сооружений Евразии является огромная мощность земной коры. Под Гималаями, например, она до 84 км, яод Большим Кавказом около 60 км. Альпийские горные сооруже-ния имеют как бы «корни», образующие гигантские выросты сверху вниз, оттесняющие мантию на значительную глубину.
Н. В. Батенина, характеризуя основные черты мегарельефа альпийских гор с материковой корой (т. е. находящихся в постгеосин-клинальной стадии развития), выделяет три основные элемента рельефа: горы со сводово-складчатой и складчатой структурой, нагорья (межгорные плато) и межгорные впадины.
Горы со сводово-складчатой и складчатой структурой отличаются наиболее резким вертикальным расчленением, хорошо выраженной складчатой структурой, осложненной глубокими разломами, максимальной высотой. Эрозионное расчленение имеет особенно резкие формы. Большая высота гор ведет к широкому развитию горного оледенения и связанных с ним форм ледникового рельефа (Альпы, Кавказ, Гималаи и др.)-
Нагорья представляют собой также достаточно высоко расположенные поверхности, но со значительно меньшей расчлененностью» рельефа в целом. Таковы Тибет (южная часть), Армянское нагорье, нагорья Передней Азии и др. Предполагается, что это массивы древней складчатой суши, располагавшиеся в пределах геосинклинального бассейна и вовлеченные в общее поднятие. Некоторые нагорья в недавнем прошлом испытали интенсивный вулканизм (Армянское и др.). Межгорные плато (нагорья) имеют в основном денудационную морфоскульптуру, характер которой обусловливается конкретной физико-географической обстановкой. Для упомянутых выше нагорий довольно характерна аридно-денудационная морфоскульп-тура.
Неотъемлемым элементом мегарельефа горных областей являются межгорные впадины (Куринская, Колхидская и др.) Они располагаются на несколько тысяч метров ниже окружающих их гор — антиклинальных хребтов — и обычно заполнены мощной толщей рыхлых отложений пролювиального, аллювиального или флювио-гляциального происхождения. Нередко такие впадины заняты озерами или были заняты ими в недавнем прошлом и выполнены озерными отложениями (Среднедунайская равнина).
Характерным элементом мегарельефа альпийских горных сооружений являются также предгорные впадины, представляющие собой участки соседних платформ, втянутые в зону геосинклинального тектогенеза и испытавшие значительное прогибание. В современном рельефе они выражены предгорными аккумулятивными (преимущественно аллювиальными и аллювиально-пролювиальными) равнинами (Месопотамская и Индостанская, Кубанская и Терская низменности и др.)- Ближе к горам равнины становятся наклонными и характеризуются большими высотами и более значительным эрозионным расчленением (наклонные равнины Средней Азии, Предаль-пийские равнины).
В целом альпийские горные сооружения материков — области максимальной интенсивности денудационных процессов и важнейшие источники осадочного материала, поставляемого в океаны и во впадины материков.
Мегарельеф возрожденных горных поясов (эпиплатформенных гор).В пределах материков наряду с остаточными древними горами
типа Уральских, Центральноказахстанских или Аппалачских, максимальные высоты которых не выходят за пределы 1500—2000 м, встречаются горы, характеризующиеся высокой тектонической активностью и, как следствие этого, значительными абсолютными высотами, достигающими 5—7 км, а также высокой степенью сейсмичности и в отдельных случаях — современным вулканизмом.
Анализ геологического строения возрожденных горных поясов показывает, что современное простирание их далеко не всегда соответствует древним структурным линиям. Такие горы, как правило, сложены древними кристаллическими породами, испытавшими складчатость и консолидацию в докембрии, или же во время каледонского, герцинского или раннемезозойского орогенеза. Они имеют платформенную структуру, но по тектонической активности не уступают молодым альпийским геосинклинальным сооружениям.
К, горам, возникшим на платформенной основе, относятся высочайшие горы Центральной Азии — Тянь-Шань и Куньлунь (на гер-цинской структуре), в Восточной Сибири — Саяны и Байкальская горная страна (на каледонской и докембрийской структурах), горы Северо-Востока СССР и Скалистые горы в США (на мезозойской и герцинской структурах), горы Восточной Африки и прилегающей к Красному морю части полуострова Аравия (на докембрийской структуре) и др. Геоморфологический анализ показывает, что амплитуды тектонических деформаций в горах этого типа за время альпийского орогенеза составили от 5 до 15 км. Такие горные системы были названы советским тектонистом В. Е. Хаиным «возрожденными горами». С. С- Шульц, Н. И. Николаев и др. называют их «областями молодого горообразования», В. В. Белоусов — «активизированными платформами», М. В. Муратов — «областями эпи-плат форменно го орогенеза». Рельеф возрожденных горных поясов отличается большим разнообразием, которое определяется характером и возрастам исходных структур, степенью тектонической активности во время альпийского орогенеза и экзогенными морфоскульп-турами. В то же время мегарельефу всех возрожденных горных поясов свойственна одна общая черта: он образовался главным образом в результате разрывной тектоники.
Среди возрожденных горных поясов морфологически довольно четко выделяются три: Восточноафриканский, Центральноазиат-ский и горный пояс Североамериканских Кордильер.
Восточноафриканский пояс возрожденных гор возник на месте
Докембрийской платформы. Он протягивается от р. Замбези на юге
До Красного моря на севере. В целом это обширное нагорье, ос-
ожненное в средней части рифтовыми впадинами, часть из кото-
РЫх занята озерами (Рудольф, Киву, Танганьика, Ньяса, Натрон
ДР-). Наиболее высокие глыбовые хребты примыкают непосред-
g ?енно к рифтам или образуют сложно построенные нагорья типа
фиопского. Существенное влияние на формирование рельефа
яса оказали процессы интрузивного и эффузивного магматизма.
этому поясу приурочен целый ряд потухших идействующих вул-
dHOB (Килиманджаро, Меру, Кирисимби и др.).
Рифты Восточной Африки продолжаются на север впадиной, Красного моря, ограниченной с обеих сторон асимметричными сбро-сово-глыбовыми хребтами, а также впадинами залива Акаба и Мертвого моря. На севере рифты примыкают к АльпийскоТима-лайскому внутриматериковому геосинклинальному поясу гор.
На северо-востоке рифтовая
зона Восточной Африки через Аденский залив смыкается с рифтовой зоной Ара-вийско-Индийского средин-но-океанического хребта (рис.21).
Центральной зиат с кий
возрожденный горный пояс
сформировался на структу
рах разного возраста — от
докембрийских (в Забай
калье) до подзнепалеозой-
ских. Подобно Восточноаф-
рлканскому, в Центрально-
азиатском возрожденном
горном поясе новейшие
крупные тектонические
структуры не совпадают с первичными (платформенными) структурами. Но Цен-тральноазиатакий горный пояс испытал более интенсивную тектоническую активизацию, и это нашло отражение в рельефе: к нему приурочены высочайшие горные хребты земного шара — Тянь-Шань с вершиной пик Победы (7439 м), Куньлунь с горой Улугмузтаг (7723 м), Каракорум с вершиной Чогори (8611 м). Здесь больший размах относительных высот между соседними вер-
шинами горных хребтов и коренным ложем разделяющих их впадин. Если в пределах Восточноафриканского пояса амплитуды относительных высот между вершинами хребтов и коренным ложем впадин не выходят за пределы 7—8 км, то в Центральноазиатском: горном поясе они достигают 12 км.
Различие исходных тектонических структур, асинхронность во времени и пространстве неотектонических движений явились причиной различия высот и морфологических черт рельефа в разных частях Центральноазиатского пояса. Однако, несмотря на
различия, в современном мегарельефе Центральноазиатский возрожденный пояс предстает как единый, со свойственной ему внутренней структурой — чередованием сравнительно узких линейновытя-нутых хребтов и впадин. Некоторые впадины по морфологическому облику близки к рифтам Восточной Африки (впадина оз. Байкал). Характерны для этого пояса нагорья и плато: Тибетское (северная часть), Байкальское, Алданское и другие нагорья, плато Гоби, Алашань и др.
О продолжающихся в пределах описываемого пояса интенсивных тектонических движениях свидетельствует его высокая сейсмичность. Вулканизм для этого пояса (по крайней мере в' кайнозое) не характерен.
Огромные пространства, занимаемые Центральноазиатским возрожденным горным поясом, а также значительные абсолютные и относительные высоты в его пределах обусловили разнообразие экзогенной морфоскульптуры. Значительное место занимают аридно-денудационная и нивально-гляциальная морфоскульптуры.
Возрожденный горный пояс Североамериканских Кордильер возник на палеозойско-мезозойском складчатом основании. С востока он ограничен системой хребтов — хр. Брукса, горы Маккен-зи, Скалистые горы, с наиболее высокой точкой г. Элберт (4399 м) в пределах Передового хребта (восточная часть Скалистых гор), Восточная Сьерра-Мадре. Складчатые структуры гор значительно и неравномерно подняты неотектоническими движениями, глубоко расчленены и неравномерно денудированы. Мегаформы современного рельефа в значительной мере наследуют первичную (платформенную) структуру. Этим горный пояс Североамериканских Кордильер отличается от возрожденных горных поясов Восточной Африки и Центральной Азии. К западу от перечисленных выше гор располагаются системы высоко поднятых плато и нагорий: плато Юкон, Внутреннее плато, плато Колорадо, Мексиканское нагорье.
Юконское плато — это система неравномерно перемещенных глыб, образующих систему плосковершинных хребтов и плато и разделяющих их впадин.
Рельеф плато центральной части Североамериканского возрожденного горного пояса характеризуется большим разнообразием. Общая черта их морфоструктуры — большая тектоническая раздробленность, обусловившая в одних случаях площадные излияния эффузивов и образование базальтовых плато (плато Фрейзер, Колумбийское, часть плато Колорадо), в других — образование системы глыбовых гор и разделяющих их сбросовых межгорных впадин (Большой Бассейн), расположенных кулисообразно по отношению друг к другу.
Сложным рельефом характеризуется Мексиканское нагорье, ограниченное с востока и запада горами Сьерра-Мадре. Существенная роль в формировании рельефа этой части возрожденного гордого пояса принадлежит эффузивному магматизму. Крупные вулканы функционируют здесь и сейчас: Попокатепетль, Орисаба и др.
Возрожденный горный пояс Североамериканских Кордильер с запада ограничен складчатыми горами альпийской геосинклинальной зоны, характеризующейся, как правило, прямым отражением геологических структур в рельефе, интенсивной сейсмичностью, а местами и современным вулканизмом.
Значительная протяженность Североамериканских Кордильер по меридиану, широкое развитие внутренних плато, ограниченных с востока и запада высоко приподнятыми хребтами, обусловливают разнообразие современных геоморфологических процессов и связанных с ними форм рельефа. Значительную роль среди них играют флювиальные, гляциальные (на севере) и аридно-денудационные (в центральной части и на юге) процессы.
Проблема причинности и характера процессов образования возрожденных гор остается пока нерешенной. Однако геоморфологический анализ соотношения некоторых форм мегарельефа материков и океанов позволяет высказать определенные суждения по этой проблеме. Это относится прежде всего к соотношению возрожденных горных поясов с рифтовыми системами срединно-океа-
нических хребтов.
Как было показано выше (см. с. 74), рифтовая зона Восточной Африки через Аденский залив смыкается с рифтовой зоной Аравий-ско-Индийского срединно-океанического хребта. Связь зон подчеркивается и составом вулканических продуктов рифтовой зоны Восточной Африки: здесь развиты преимущественно основные (базальтовые) лавы, более близкие к океаническому типу вулканического материала, нежели к составу такового геосинклинальных областей. Система рифтов северной части Восточнотихоокеанского хребта, согласно американским авторам, продолжается на материк в виде зон разломов, горстов и грабенов Калифорнии, Большого Бассейна и Главного рифта Скалистых гор. Эта связь прослеживается и по переходу сейсмического пояса Восточнотихоокеанского хребта на материк в этом районе.
Перед Аденским заливом в Аравийском море на северо-восток от Аравийско-Индийского хребта отходит небольшой подводный хребет Меррея, который также имеет рифтовую структуру и отличается сейсмичностью, поэтому его можно рассматривать как одно из ответвлений срединно-океанической системы. Зона разломов, идущая по гребню хребта, прослеживается на подводной окраине материка и на самом материке в виде сейсмической зоны Кветта, отделяющей Белуджистан от Индо-Гангской депрессии. На севере зона Кветта, по-видимому, смыкается с Центральноазиатским поясом возрожденных гор в районе Памира.
Наконец, срединный хребет Северного Ледовитого океана также примыкает к материку. На продолжении его зоны разломов в Якутии расположена зона верхоянских разломов. Южнее протягивается система разломов Алданского щита и Байкальской горной страны. Байкал, как показали недавние исследования (В. В. Ломакин, Н. А. Флоренсов), представляет собой рифт, очень сходный по строению и геофизическим свойствам с рифтовыми озерными
впадинами Восточной Африки и рифтовыми долинами срединных хребтов. Таким образом, рифтовая зона срединного хребта Северного Ледовитого океана примыкает с севера к крупнейшему поясу возрожденных гор — Центральноазиатскому.
Следовательно, в ряде случаев рифтогенные зоны океанов имеют свое продолжение на материках.
Существует гипотеза, что причиной возникновения возрожденных гор на месте бывших платформ является распространение процесса рифтогенеза, свойственного срединно-океаническим хребтам, на материки. Образование рифтогенных поясов связано с про* цессами в мантии, и, по-видимому, этот глубинный процесс может в одинаковой степени «проектироваться» снизу как на участки Земли с океанической корой, так и на участки, сложенные материковой корой.
На участках с океанической корой процесс рифтогенеза «перерабатывает», деформирует тонкую и более или менее однородную по составу кору. Она вспучивается, образуется вал — срединный хребет. Кора в своде хребта разламывается, возникает рифтовая структура.
: При деформации мощной и сложно построенной материковой коры возникают рифтовые структуры, сходные с океаническими (Красное море, рифт Мертвого моря и др.). Если земная кора оказывается очень мощной, происходит ее взламывание либо по старым, либо по новым разломам. Вертикальные движения приобретают блоковый и дифференцированный характер (Тянь-Шань, Байкальская горная страна, Большой Бассейн).' Одновременно могут обновляться древние структурные линии. При очень глубок ком проникновении образующихся разломов возникают вулканические процессы и обусловленные ими формы рельефа. Поскольку вспучивание земной коры неизбежно ведет к ее растяжению, вертикальные движения сопровождаются горизонтальными, направленными в противоположные стороны от рифтовой зоны. В результате материковая кора расползается, образуется как бы огромная зияющая трещина, на дне которой обнажается базальтовый слой. Именно такую картину можно нарисовать по результатам сейсмических исследований в Красном море, на Байкале и в некоторых других рифтах, где • под современными и молодыми осадками не обнаруживается гранитного слоя, а скорости прохождения упругих волн соответствуют таким, которые наблюдаются в базальтовом слое.
МЕГАРЕЛЬЕФ ПОДВОДНЫХ ОКРАИН МАТЕРИКОВ
Около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов. Мегарельеф подводной окраины материков- имеет свои существенные особенности. Примерно 2/3 ее приходится на северное полушарие и только 7з на южное. Следует отметить также, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает под->
Подводная окраина материков делится на шельф, материковый склон и материковое подножье.
Шельф.Прибрежную, относительно мелководную часть морского дна, имеющую более или менее выравненный рельеф и в структурно-геологическом отношении представляющую собой непосредственное продолжение прилегающей суши, целесообразно называть шельфом. Более 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ, которые в различные геологические эпохи в связи с изменением уровня океана и вертикальными движениями земной коры затоплялись то в большей, то в меньшей степени. Например, в меловое время шельфы были распространены гораздо шире, чем сейчас. Во время четвертичных оледенений уровень океана понижался более чем на 100 м по сравнению с современным, и, соответственно, обширные пространства нынешнего шельфа тогда представляли собой континентальные равнины. Таким образом, верхняя граница шельфа непостоянна, она меняется из-за абсолютных и относительных изменений положения уровня Мирового океана. Самые недавние изменения уровня были связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох в четвертичное время. После таяния ледникового покрова в северном полушарии уровень океана поднялся примерно на 100 м по сравнению с положением его во время последнего оледенения.
Рельеф шельфа преимущественно равнинный: средние уклоны поверхности от 30' до 1°. В пределах шельфа широко распространены реликтовые формы рельефа, возникшие в прошлом в континентальных условиях (рис. 22). Например, на атлантическом шельфе США к северу от полуострова Кейп-Код дно представляет собой затопленную ледниково-аккумулятивную равнину со всемихарактерными формами гляциального рельефа. Южнее полуострова Кейп-Код, куда последнее оледенение не распространялось, прослеживается холмистая равнина с округлыми мягкими водоразделами и четко выраженными затопленными речными долинами. Во многих районах в пределах шельфа распространены различные структурно-денудационные (также реликтовые) формы рельефа, образовавшиеся в результате воздействия денудационных факторов на геологические структуры. Например, при моноклинальном залегании пород довольно часто формируется характерный грядовый рельеф, связанный с препарировкой прочных пород1.
Наряду с реликтовыми субаэральными равнинами на шельфе встречаются абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенчи береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными морскими осадками, залегающими на континентальных отложениях или на коренных породах.
Поскольку равнины шельфа представляют собой преимущест-
См. образование подобных форм в субаэральных условиях в гл. 4.
венно затопленные равнины материковых платформ, то и крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Пониженные области шельфа обычно соответствуют синеклизам, возвышенности — антеклизам. Нередко на шельфе встречаются отдельные впадины, резко переуглубленные относительно соседних участков дна. В большинстве случаев такие впадины представляют собой грабены, днища которых выстланы толщей современных морских отложений. Таковы, например, западная впадина Белого моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину на соседних участках, желоб Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и многие другие.
Раньше было общепринятым представление о том, что шельф заканчивается на глубине 200 м, где он сменяется материковым склоном. Современные исследования показали, что трудно говорить о какой-то определенной глубине, до которой распространяется шельф. Границей между шельфом и материковым склоном является бровка шельфа — почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже которого уклоны дна значительно возрастают. Часто бровка находится на глубине 100—130 м, в других случаях, например на современных абразионных подводных равнинах, она отмечается на глубине и 50—60 м, и 200 м. Есть также шельфовые равнины, распространяющиеся на гораздо большие глубины. Так, большая часть дна Охотского моря — шельф и по геологическим, и по геоморфологическим признакам, а глубины здесь в основном 500—600 м, местами даже более 1000 м. У типично шельфового Баренцева моря бровка шельфа проходит на глубине более 400 м. Это говорит о том, что происхождение шельфа связано не только с затоплением окраинных равнин суши в результате повышения уровня моря, но и в ряде случаев с новейшими значительными опусканиями окраин материков.
Одной из интересных форм рельефа шельфа являются затопленные береговые линии — комплексы береговых абразионных и аккумулятивных форм, отмечающие уровни моря в прошлые эпохи. Изучение древних береговых линий, так же как и изучение вертикальных разрезов отложений шельфа (при помощи бурения или грунтоотборных трубок), позволяет выяснить конкретные детали истории развития шельфа в том или ином районе.
На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процессами— волнением, приливными и другими течениями (см. о них в гл. 19). В тропических водах в пределах шельфа весьма типичны коралловые рифы — формы рельефа, созданные колониями коралловых полипов и известковых водорослей (см. гл. 20).
Прибрежные участки дна, прилегающие к островам переходной зоны или имеющие океаническую структуру, выравненные и относительно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта разновидность шельфов занимает незначительную площадь, составляющую, вероятно, всего несколько процентов от всей площади шельфа, в основном имеющего платформенную структуру.
Материковый склон. Более или менее узкая зона морского дна ниже (глубже) бровки шельфа, характеризующаяся относительно крутым уклоном поверхности, представляет собой материковый склон. Средний угол уклона материкового склона — 5—7°, а нередко 15—20°. Известны отдельные участки материковых склонов, где уклон превышает 50°. В большинстве случаев материковый склон имеет ступенчатый профиль, и большие уклоны приходятся
ТТЭ VPTVnKT
как раз на yuiyum мслду
ступенями. Дно между уступами имеет вид наклонной равнины. Иногда ступени бывают очень широкими (десятки и сотни километров) . Их называют краевыми плато материкового склона. Типичным примером краевого плато является подводное тшато Блейк, расположенное к востоку от Флориды (рис. 23). Оно отделяется от шельфа на глубинах около 100 м уступом и дальше простирается в виде широкой наклонной к востоку ступени до глубины 1500 м, где заканчивается очень крутым уступом, уходящим на большую глубину (более 5 км). У материкового склона Аргентины насчитывается до десятка таких (правда, 'более узких) ступеней.
В пределах материкового склона довольно широко
распространены расчленяющие его икр ест простирания поавоаные каньоны. Эти глубоко врезанные ложбины иногда располагаются так часто, что придают в плане бровке шельфа облик бахромы (рис. 24). Глубина вреза многих каньонов достигает 2000 м, а протяженность наиболее крупных из «их — сотен километров. Склоны каньонов крутые, поперечный профиль нередко V-образный. Уклоны продольного профиля подводных каньонов в верховьях в среднем 0,12, в средних отрезках — 0,07, в нижних — 0,04. Многие каньоны имеют ответвления, извилисты, чаще довольно прямолинейны. Они прорезают весь материковый склон, а наиболее крупные продолжаются и глубже основания склона. В устьях каньонов обычно отмечаются крупные аккумулятивные формы — конусы выноса.
Подводные каньоны очень напоминают речные долины или
каньоны горных стран. Характерно, что многие крупные каньоны лежат напротив устьев больших рек, образуя как бы подводные продолжения их долин. Эти черты сходства и связи подводных каньонов с речными долинами натолкнули на мысль, не являются ли подводные каньоны затопленными речными долинами. Так возникла эрозионная, или флювиальная, гипотеза образования подводных каньонов.
Однако при определенных чертах сходства есть и заметные различия между подводными каньонами и речными долинами. Прежде всего, продольный профиль большинства каньонов гораздо круче, чем профиль горных речных долин. Нередко в каньонах наблюдаются значительные обратные уклоны, что также не согласуется с гипотезой их речного происхождения. Бросается в глаза также то обстоятельство, что многие подводные каньоны располагаются как бы на продолжении равнинных рек, а сами по облику близки к горным долинам и характеризуются очень глубоким врезанием в породы, слагающие материковый склон.
Большинство каньонов заканчиваются на глубинах 3000 и более метров. Если принять речную гипотезу их образования, то при-82
дется допустить, что уровень океана когда-то был на три и более километра ниже современного, причем геологически недавно — в четвертичное время или в плиоцене, так как некоторые каньоны прорезают очень молодые —палеогеновые и даже миоценовые породы. Однако в соответствии с современными представлениями о масштабах четвертичного оледенения уровень океана в плейстоцене не снижался более чем на 100—110 м. Считать же, что все подводные каньоны оказались на такой большой глубине вследствие тектонического опускания нижних отрезков речных долин тоже нельзя, так как они имеют повсеместное распространение. Кроме того, даже такое допущение не объясняет их глубокой вре-занности.
Вопрос о происхождении подводных каньонов должен рассматриваться совместно с вопросом о генезисе и тектонической природе материкового склона. Можно считать, что материковый склон в своей основе — это система ступенчатых сбросов, образовавшихся в результате скалывания края материкового выступа, оказавшегося в (пограничной зоне между областью с тенденцией к поднятию или слабому погружению — материковой платфор-
иию — материковой нлатфир-
мой и областью с тенденцией к значительному погружению — ложам океана. Скалывание и возрастание тенденции к погружению по направлению к ложу океана и обусловили ступенчатый профиль материкового склона. Одновременно возникающие в земной коре напряжения находили разрядку я другим путем —в образовании радиальных разломов, рассекающих материковый склон вкрест его простирания. Такими радиальными разломами .и образованы подводные каньоны, которые в одних случаях унаследовали гигантские зияющие трещины в земной коре, а в других — узкие грабены, выкроенные по близко располагающимся радиальным разломам
(рис. 25).
Геофизические и геологические данные говорят в пользу того, что материковому склону свойственна земная кора материкового типа. Образцы коренных пород, взятые в подводных каньонах и на ступенях материкового склона с исследовательских судов с помощью специальных приборов — драг, показали, что это породы того же состава и возраста, что и на прилегающей суше и на шельфе. Наиболее убедительно геологическое, а следовательно, и геоморфологическое единство материковых платформ суши, шельфа и материкового склона было доказано подводным бурением. Геологический профиль, построенный по данным морских скважин в районе плато Блейк, свидетельствует о том, что геологические
Для многих районов материкового склона (например, в Мексиканском заливе, в Средиземном море) характерны бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда встречаются также вулканические и грязевулканические образования.
Материковое подножье.Материковое подножье наряду с шельфом и материковым склоном — крупнейшая форма рельефа подводной окраины материка.
В рельефе дна морей и океанов материковое подножье в большинстве случаев выражено наклонной равниной, прилегающей к основанию материкового склона и протягивающейся полосой в несколько сотен километров ширины между последним и ложем океана. Равнина имеет максимальный уклон (до 2,5°) вблизи основания материкового склона. С увеличением,глубин она постепенно выполаживается и заканчивается на глубинах -порядка 3,5—4,5 км. Поверхность равнины при пересечении ее по простиранию, т. е. вдоль основания материкового склона, слегка волниста,. Местами она прорезана крупными подводными каньонами,, Значительная часть поверхности равнины образована конусами выноса, располагающимися у устьев крупных подводных каньонов. В верхней части поперечного профиля материкового подножья нередко отмечается характерный холмисто-западинный рельеф, сильно напоминающий оползневый рельеф суши, только представленный более крупными формами. Вообще материковое подножье в его типическом выражении — по преимуществу аккумулятивное образование. Как свидетельствуют данные геофизических исследований, покров морских отложений на дне океана достигает максимальной мощности именно на материковом подножье. Если в среднем в океане мощность рыхлых осадков редко превышает 500 м, то на материковом подножье она достигает 5 км.
С помощью глубинного сейсмического зондирования выяснено, что структура материкового подножья характеризуется глубоким прогибом земной коры, и большая мощность осадков, здесь возникает именно в результате заполнения этого прогиба. Главный источник поступления осадочного материала — продукты разрушения пород суши, выносимые реками в пределы шельфа, откуда этот материал в огромных количествах выносится в результате подводного оползания масс осадков и действия мутьевых потоков. О мутьевых потоках более подробно говорится в главе 20, здесь же отметим, что подводные каньоны служат трассами для наиболее мощных из них, которые и создают огромные конусы выноса в устьях подводных каньонов. Вся аккумулятивная равнина материкового подножья может таким образом рассматриваться как огромный шлейф из осадков, накапливающихся у основания материкового склона.
Глубинное сейсмическое зондирование показывает, что под мощной толщей отложений все еще продолжается кора материкового типа, хотя мощность ее здесь заметно уменьшается (рис. 26). При-
сутствие гранитного слоя в земной коре, слагающей материковое подножье, дает основание считать его наряду с шельфом и материковым склоном одним из крупных элементов подводной окраины [материка. Вместе с тем материковое подножье — прежде всего аккумулятивное образование, поэтому нередки случаи распростра* нения его в пределы развития океанической земной коры.
В некоторых районах строение материкового подножья заметно отличается от описанного. Например, к востоку от уже упоминавшегося плато Блейк материковое подножье в рельефе океанского дна выражено очень глубокой впадиной (до 5,5 км глубины), при-
легающей в виде узкой полосы к подножью плато. По-видимому, это структурный прогиб типичный для глубинной структуры материкового подножья, но еще не заполненный осадками. В западной части Средиземного моря материковое подножье выражено холмистым или низкогорным рельефом, обусловленным развитием солянокупольных структур.
Бордерленды и микроконтиненты.На некоторых участках подводная окраина материка настолько раздроблена разрывными тектоническими нарушениями, что здесь практически невозможно выделить такие элементы, как шельф, материковый склон, материковое подножье. Так, у берегов Калифорнии переход от материка кокеану представлен широкой полосой дна с очень пересеченным рельефом. Крупные возвышенности с плоскими вершинами и крутыми склонами чередуются с такими же по размеру и очертаниям впадинами. Этот рельеф, по-видимому, возник в результате проявления очень интенсивных тектонических процессов, обусловивших дробление подводной окраины материка на ряд горстов и грабенов. Такие раздробленные участки подводной окраины материков получили название бордерленда.
О и
В пределах океанов иногда встречаются подводные или надвод-гные возвышенности, сложенные корой материкового типа, но не связанные с материками. Они отделены от материков обширными пространствами дна с океаническим типом земной коры. Таковы, например, Сейшельские острова и их подводное основание — Сейшельская банка (западная часть Индийского океана). Еще более крупное образование этого рода Новозеландское подводное плато вместе с южной частью Новой Зеландии. В последние годы появилось также предположение, что Западноавстралийские подводные горы в Индийском океане также сложены корой материкового типа.
Некоторые исследователи такие изолированные массивы материковой земной коры рассматривают как остатки более обширных когда-то материковых платформ, ныне погрузившихся на дно океана. В принципе, однако, возможно и обратное предположение: быть может, это участки, где начался процесс образования материковой коры, но по каким-то причинам не получил дальнейшего развития. Такие участки называют микроконтинентами.
Глава 10. МЕГАРЕЛЬЕФ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ОБЛАСТЕЙ <ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН)
Термин «геосинклинальные области» был введен в науку Д. А. Архангельским, который стремился подчеркнуть сложность строения ■поясов горообразования. В последнее время в геоморфологической литературе широко применяется как синоним этого понятия термин «переходная зона». Смысл последнего термина двузначный: во-первых, в нем содержится указание на то, что речь идет об областях, лежащих между материками и океанами, во-вторых, такое наименование подразумевает, что здесь в процессе исторического развития структуры земной коры происходит переход одного типа земной коры в другой.
Под современными переходными зонами, или геосинклинальными областями, мы понимаем области современного горообразования, протекающего на стыке материков и океанов. Наиболее ярко эти зоны выражены на окраинах Тихого океана. Две переходные области имеются в краевых частях Атлантики — это области Карибского моря и моря Скоша. Одна из переходных областей —■ Индонезийская — расположена частично на окраине Тихого, частично— на окраине Индийского океанов. Реликты обширной геосинклинальной области мы находим также в западной части так называемого Альпийского пояса горообразования, протягивающегося от Канарских островов до пересечения, с Индонезийской переходной областью. Эта переходная зона формировалась в пределах ныне не существующего океана Тетис, некогда отделявшего Африку и Индостан от Евразиатской платформы.
О пестроте и своеобразии строения земной коры в современных геосинклинальных областях говорилось выше. Столь же сложен
и своеобразен мегарельеф перехс ском выражении рельеф перехода основными элементами: а) котловина окраинного глубокого моря, б) островная дуга, в) глубоководный желоб. Островной дугой называют подводный хребет с отдельными торчащими над водой вершинами — островами, отделяющий морскую котловину со стороны океана от глубоководного желоба — узкой замкнутой депрессии, расположенной «а границе переходной зоны и ложа океана. Яркими примерами такого рода сочетаний являются: южная котлов'ина Охотского моря — Курильская островная дуга — Курило-Камчатский желоб; Японское море — Японские острова — Японский глубоководный желоб и др. (рис.27).
Котловины окраинных морей имеют глубины, как правило, 2—3,5 км, а иногда и более 4 км. Высоты горных вершин некоторых островных дуг достигают 4,5 км. Самые крупные глубоководные желоба имеют глубины 8—10, а Марианский желоб — даже 11 км. Таким образом, переходная зона — это зона поверхности Земли, характеризующаяся максимальным вертикальным расчленением рельефа, что свидетельствует о максимальной интенсивности и контрастности вертикальных движений земной коры в пределах этой зоны. Все геосинклинальные области одновременно являются поясами высокой степени сейсмичности. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит и
Отмечается определенная закономерность в распределении глубинных очагов землетрясений. Поверхностные землетрясения (или коровые) с глубиной залегания очагов (фокусов) от нескольких километров до 60 км располагаются под днищами глубоководных желобов. Более глубокие — так называемые среднефокусные землетрясения имеют центры под островными дугами и частично под •котловинами окраинных морей. Наконец, глубокофокусные землетрясения, очаги которых лежат на глубине 300—700 км, имеют свои центры под котловинами окраинных морей или даже под приле-тающей сушей. Таким образом, все очаги землетрясений в переходных зонах оказываются приуроченными к некоторым наклонен-
ным в сторону материков зонам весьма неустойчивого состояния ■не только земной коры, но и мантии Земли (рис. 28). Эти зоны получили наименование зон Бениоффа-Заварицкого и могут рассматриваться как сверхглубинные разломы.
Переходные зоны — зоны современного вулканизма. Характерная особенность вулканизма переходных областей — преимущественно андезитовый или (реже) липаритовый состав продуктов извержения. Такая особенность наиболее свойственна современному вулканизму зрелых переходных областей, т. е. тех, которые пережили весьма длительную историю развития. В более древних продуктах извержения вулканов переходных зон господствуют базальты и присутствуют также ультраосновные породы. В наиболее молодых геосинклинальных областях, только еще формирующихся, вулканизм характеризуется базальтовым составом выбрасываемого материала (острова Тонга и др.).
МОРФОЛОГИЯ ГЛУБОКОВОДНЫХ ЖЕЛОБОВ
Глубоководные желоба представляют собой узкие депрессии — прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. В настоящее время известно 35 глубоководных желобов, из них 28 —в Тихом океане. Пять желобов имеют глубины более 10 000 м, из них Марианский —более 11000 м. Поперечный профиль глубоководного желоба близок к V-образному, но всегда имеется хотя бы узкая полоска плоского дна. На примере Курило-Кам-чатского желоба, особенно детально обследованного советскими исследователями, можно видеть, что крутизна склонов желоба нарастает по мере приближения к его днищу: в верхней части склона она равна 5—6°, а в нижней достигает 25°. Склоны ступенчаты и изборождены подводными каньонами. Нередко склоны желобов резко асимметричны. Так, у Курило-Камчатекого и желоба Тонга западные склоны более высокие и крутые.
Некоторые желоба выделяются своей сравнительно малой глубиной. Например, Яванский и Банда имеют глубины меньше 7500 м, Центральноамериканский, Витязя, Западномеланезийский и Ново-Гвинейский —меньше 7000 м, а Хикуранга, Тиморский и Кай —даже меньше 4000 м. Во всех этих желобах отмечается уменьшение крутизны склонов и возрастание мощности осадочного слоя на дне желоба. Следовательно, меньшие глубины в этих желобах в значительной мере определяются накоплением в них мощного осадочного слоя.
Изучение силы тяжести в районе желобов показало, что им свойственны большие отрицательные гравитационные аномалии, которые могут достигать—150 и даже —200 мгал. Глубокий прогиб и частичное заполнение его рыхлыми осадками, более легкими по сравнению с кристаллическими слоями земной коры, создают эффект дефицита массы и как следствие отрицательную аномалию
силы тяжести.
Характерными геофизическими особенностями глубоководных желобов являются также низкие (менее 1 мккал на 1 см2 в секунду) значения теплового потока, т. е. количества тепла, поступающего из недр Земли к ее поверхности. К глубоководным желобам приурочено большое число эпицентров неглубоких землетрясений. К ним же приурочено подавляющее количество разрушительных землетрясений.
МОРФОЛОГИЯ ОСТРОВНЫХ ДУГ
Островные дуги представляют собой огромные хребты или кор-дильеры, обычно протягивающиеся вдоль внутренней стороны глубоководного желоба. Если желоб рассматривать как геосинклинальный прогиб, то островная дуга —это геоантиклинальное поднятие, возникшее как результат складчатости и общего поднятия на месте бывшего геосинклинального прогиба. Глубинная структу-
pa островной дуги — вал базальтовой коры, на который как бы .насажен слой вулканических и осадочных пород, а в случае зрелой стадии островной дуги — гранитный слой. Для островных дуг характерен современный вулканизм центрального типа, многочисленные вулканы с андезитовым или липаритовым составом лав.
Расположение вулканов на островных дугах подчинено определенным закономерностям. Островные дуги обычно разбиты глубокими разломами, имеющими поперечное или близкое к поперечному простирание. Именно на пересечениях оси островных дуг с этими разломами и располагаются крупнейшие действующие вулканы. Нередко разломы выражены в рельефе морского дна в виде ■очень глубоких проливов (проливы Фриза, Буссоль в Курильской
Дуге).
В ряде случаев островные дуги бывают представлены двойной •системой, в которой различаются внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг другу и с депрессией между ними. Так, например, устроена Курильская дуга. Внутренняя гряда соответствует собственно Курильским островам и их подводному основанию, а внешняя представляет собой подводный хребет Витязя. Лишь на самом юге здесь имеются острова (Малые Курильские). Обе гряды продолжаются на суше, на п-ве Камчатка. Внутренней гряде соответствуют структуры Срединного Камчатского хребта, с которым связаны крупнейшие действующие вулканы Камчатки, а внешней — блоковые структуры гор полуостровов восточной Камчатки.
На примере Камчатки видно, что на определенной стадии развития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши. Японские острова, например, представляют собой крупный массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным примером такого массива суши является также остров Куба, образовавшийся в результате слияния трех равновозрастных островных дуг. Молодой островной дугой являются Малые Антильские острова, которые, как и Курильская островная дуга, образуют две гряды — внутреннюю и внешнюю. Малоантильская дуга сочленяется с лежащим к северу и северо-востоку от нее глубоководным желобом Пуэрто-Рико, к которому приурочена максимальная глубина Атлантического океана.
Добавим, что островным дугам присущи высокие значения теплового потока (5—8 мккал/см2-с), небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений. Для них характерны также резко дифференцированные, с большими скоростями вертикальные движения земной коры.
5—911 129
ландшафтными особенностями того или иного региона. Другая часть условий от ландшафтных особенностей не зависит и проявляется почти одинаково и в условиях тундры, и в умеренной зоне, и в условиях пустыни. Склоновые процессы, обусловленные второй группой причин, являются как бы интразоналъными. В любой из природных зон они локальны и занимают малые площади. К ним в первую очередь относятся обвальные и осыпные процессы, а также процессы отседания блоков и блоковое оползание, т. е. процессы, происходящие на склонах, угол наклона которых больше угла естественного откоса, колеблющегося от 30 до 45°. Эти процессы Ю. Г. Симонов называет локальными. Процессы делювиального смыва, медленного сползания масс (дефлюкция), солифлюкции тесно связаны с региональными ландшафтными условиями. Такие процессы Ю. Г. Симонов называет региональными склоновыми процессами.
Еще более сложное взаимодействие между склоновыми процессами, смена одних процессов другими наблюдается при изменении физико-географических условий того или иного региона, а также в результате эволюции самих склонов, главным образом в результате изменения их крутизны. Вся эта сложная картина взаимоотношения склоновых процессов во времени и пространстве может быть восстановлена только на основании тщательного изучения склоновых отложений.
5* 131
Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина — педипленом.
Простейшей формой педипленизации является образование пе-димента — пологонаклоненной площадки (3—5°), формирующейся в коренных породах у подножья отступающего склона. Наклон площадки обусловлен особенностями образования педимента. На каждый данный момент отступания склона его подножье защищено шлейфом склоновых отложений; на каждый данный момент остается все меньшая часть склона, которая может продолжать отступание параллельно самой себе. Вместе с тем по мере отступания склона происходит постепенное удаление материала шлейфа.
интенсивное физическое выветривание и гравитационные процессы — обвалы, осыпи и др.
Н. В. Башенина и М. В. Пиотровский, в целом разделяя взгляды Л. Кинга, отмечают, однако, что педипленизация, как и пене-лленизация, возможны и в других климатических зонах, только в каждой из них эти процессы имеют свои особенности.
Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются да платформах со спокойным тектоническим режимом и умеренным гумидным климатом, например в центральной и северной частях Русской равнины, в юго-западной и центральной частях США. Для этих областей характерны длинные и пологие склоны,
В результате поверхность коренных пород у подножья отступающего склона постепенно обнажается. Так в ходе описанного процесса возникает наклонная выровненная поверхность, прилегающая к подножью склона, т. е. педимент (рис. 46). Формирование системы педиментов в виде «предгорной лестницы» в горах впервые опи-сано В. Пенком, на равнинах — Л. Кингом.
Склоны какой-либо возвышенности или горы отступают не только каждый параллельно себе, но и навстречу друг другу. Благодаря встречному перемещению склонов происходит как бы «оседание» горного рельефа со всех сторон. В результате педименты сливаются в единую выравненную поверхность — педиплен (рис. 47).
Л. Кинг, внесший особенно большой вклад в изучение процессов и результатов педипленизации, считает, что наиболее благоприятен для образования педипленов полупустынный климат. В условиях полупустынь главными факторами формирования педипленов, по Кингу, являются ливневый снос со склонов, а также
здесь зачастую очень трудно или даже невозможно отграничить склоны с преобладанием смыва или аккумуляции. В условиях бо-.пее континентального гумидного климата Канады и Сибири раз-витие склонов идет по типу педиментов главным образом под воздействием таких процессов, как дефлюкация и солифлюкация. «Умеряющее» действие на развитие склонов оказывает таежная мстительность. В результате процесс педипленизации протекает медленно и в настоящее время в основном находится на стадии обоазования педиментов.
В условиях аридного полупустынного климата развитие склонов сначала происходит преимущественно путем отступания склонов и формирования педиментов и останцовых гор (рис. 48). Последние вообще характерны для областей педипленизации, причем далеко ке всегда останцовые или «островные» горы связаны с препариров-кой более стойких пород. Сама сущность процесса педипленизации обусловливает неизбежность их образования даже при однородном геологическом строении.
По мере развития педиментов в полупустынных областях начинает сказываться засушливость климата: реки и временные водото-ки при малом количестве осадков не в состоянии выносить за пределы области поступающий со склонов материал. Долины рек и крупных понижений заполняются наносами, образуются обширные
и мощные накопления склоновых отложений, над которыми возвьь шаются отдельные останцовые горы.
В пустынях также, и даже в большей степени, чем в полупусты* нях, главным процессом выравнивания является педипленизация. Сначала формируются педименты, причем обычно более круто наклоненные, чем педименты гумидных областей. Педименты сливаются и формируется педиплен, осложненный крутосклонными, резко очерченными останцовыми горами. При резко выраженной сухости климата, а также при благоприятных геологических условиях образуются огромные скопления грубообломочного материала, под которым педименты оказываются погребенными. Формируются так называемые каменистые пустыни, очень ярко представленные, например, в Сахаре, в Ливийской пустыне, в Западной Австралии и в Большом бассейне на западе США.
Во влажных тропиках, где широко развита тропическая солиф-люкция, выполаживание и последующее выравнивание рельефа идет одновременно и по пути пенепленизации и по пути педиплени-зации. Огромное количество влаги переувлажняет грунт, представленный на значительных пространствах глинистыми продуктами латеритного типа выветривания. Переувлажненные массы материала сползают В'низ. Это приводит к оплыванию и «растеканию»-верхних участков склонов, следствием чего является общее снижение рельефа — пенепленизация. Одновременно на крутых в исходном положении склонах энергично протекает педипленизация. Н. В. Башенина отмечает, что при этом важную роль играет избыточное увлажнение подошвы склона, большее, чем на других участках, которое создает эффект «подкопа» под склон. Нарушение равновесия в нижней части склона передается затем на более высокие, его части. Склоны в таких условиях отступают особенно быстро'. Островные горы, столь характерные для тропических денудационных равнин, здесь вовсе не обязательно реликтовые формы рельефа. Наоборот, островные горы и педиплены влажных тропиков в большинстве случаев образования, активно формирующиеся в наше время.
Наконец, в условиях арктического и субарктического климата главным механизмом образования поверхностей выравнивания является, по-видимому, педипленизация. Морозное выветривание и солифлюкция, а также нивальные процессы (геоморфологическая деятельность снежников) обусловливают быстрое отступание склонов, образование педиментов, а затем за счет слияния последних — и педиплена. Результатом педипленизации в высоких горах Арктики и Субарктики (на так называемых гольцах1) являются «гольцовые террасы» — площадки, выработанные в скальных породах,, нередко образующие концентрические системы на склонах гольцов. «Террасы» обычно образуются применительно к местным базисам денудации, которыми для нивальных процессов всегда служат перегибы склона от более крутого участка к более пологому. Здесь
1 Гольцы — оголенные скалистые вершины, поднимающиеся выше границы, леса и зоны альпийских лугов.
создаются условия для значительного накопления снега, а это благоприятствует интенсивной деятельности морозного выветривания, иивальных и солифлюкционных процессов.
Следовательно, для образования педипленов, представляющих •собой конечный результат развития склонов в условиях тектонического покоя, «аиболее благоприятны области с резкими климатическими контрастами — пустыни и полупустыни, арктическая и субарктическая зоны, а также области умеренной зоны с резко континентальным климатом. В областях влажного и более равномерного умеренного климата, как и в гумидных областях тропической зоны, выравнивание идет примерно при равном участии пенепленизации и педипленизации.
Образование педиментов, педипленов и пенепленов возможно только в условиях нисходящего развития рельефа, т. е. в условиях .преобладания экзогенных процессов над эндогенными. При этом происходит общее уменьшение относительных высот и выполаживание склонов. При восходящем развитии рельефа, т. е. при преобладании эндогенных процессов над экзогенными, склоны вновь становятся более крутыми, а образовавшиеся выровненные поверхности испытывают поднятие и в течение какого-то времени, продолжительность которого определяется как площадью выровненной поверхности, так и интенсивностью последующих денудационных процессов, могут сохраняться как реликтовые формы рельефа. При неоднократной смене этапов нисходящего и восходящего развития рельефа в горных странах образуется ряд денудационных уровней, располагающихся в виде ступеней или ярусов на различных высотах. Они получили название поверхностей выравнивания. Каждая в отдельности поверхность выравнивания может оказаться не только поднятой, но и деформированной в результате складчатых или разрывных тектонических движений. В платформенных странах такие деформации более редки, и, как отмечается, в частности, Л. Кингом, денудационные уровни могут сохранять свои высотные отметки на очень большом протяжении. На Бразильском щите и на Африканской платформе Л. Кинг выделяет пять ярусов выровненных поверхностей, каждая из которых занимает значительные площадки и находится в пределах этих площадей на близких абсолютных высотах.
Примером поверхности выравнивания со складчато-глыбовой деформацией может служить среднеплиоценовая (предакчагыль-•ская) поверхность выравнивания Большого Кавказа, которая ближе к оси свода Большого Кавказа поднята на 1000 и более метров, а в периферийной части располагается на абсолютных высотах 300— 400 м.
ГЛАВА 14. ФЛЮВИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ И ФОРМЫ
Поверхностные текучие воды — один из важнейших факторов преобразования рельефа Земли. Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых текучими водами, получила наименова-
ние флювиальных. Строго говоря, описанный выше делювиальный процесс так же, как и микросели, следует относить к флювиальным процессам. Поэтому следует оговориться: в данной главе термин «флювиальные процессы» мы будем употреблять в более узком смысле, имея в виду те процессы и явления, которые осуществляются линейными потоками движущейся воды, или водотоками.
Излучины русла, их элементы и форма. Классификация излучин
Извилистость характерна для равнинных и полугорных рек, находящихся в стадии врезания или стабильного состояния продольного профиля. Менее характерны излучины для рек в стадии аккумуляции. Лучше всего развиты излучины (меандры) у равнинных рек с глинистыми или суглинистыми берегами, несущимимного наносов.
Полная излучина (рис. 55) состоит из двух изгибов — колен в пределах каждого колена различают вершину и крылья изгиба. Проекция излучины на продольную ось долины называется ее шагом L. Выделяют также радиус излучины г. Величина, обратная радиусу, называется кривизной изгиба 1/г, а расстояние от вершины колена до продольной оси долины — стрелой прогиба h пространство суши внутри изгиба — шпорой. Удвоенная величина стрелы прогиба представляет собой ширину пояса меандрирования В >. Отношение длины излучины, измеренной по оси русла, к ее проекции на продольную ось долины .называется коэффициентом извилистости. В среднем коэффициент извилистости меаидрирующих рек равен 1,5, на отдельных участках до 2 и более.
В плане излучины могут иметь различную форму. У равнинных рек чаще всего сегментные излучины, образованные дугами круга (рис. 56, Л). Значительно распространены синусоидальные (рис. 56, Б) (преимущественно на полугорных реках) и омеговид-ные (рис. 56,Г) излучины (на малых равнинных реках). У омего-
Если h (стрела прогиба) определяется по оси русла, то ширину пояса
меандрирования можно высчитать по следующей зависимости- B = 2h + b где Ь —
ширина русла. ' ,■>«<-
■видных излучин шпора пережата у основания крыльев, чде образуется шейка излучины. Реже встречаются сундучные (рис. 56, В) и заваленные (рис. 56, Д) излучины. Нередки сложные излучины (рис. 56, Е), имеющие вторичные изгибы.
Различают также первичные и вторичные излучины. Первичные излучины обусловлены рельефом земной поверхности, на которой заложился водоток. Вторичные излучины формируются в результате работы самого водотока. Первичные меандры отличаются от вторичных невыдержанностью размеров радиусов кривизны и вообще неправильностью изгибов водотока. Ярким примером первичной излучины может служить Самарская лука на Волге, огибающая Жигулевские горы.
Среди вторичных излучин выделяют три типа: вынужденные, свободные и врезанные.
Вынужденные меандры образуются в результате отклонения русла речного потока каким-либо препятствием: выходом скальных пород на дне долины, конусами выноса боковых притоков и т. п. Для вынужденных меандр характерны невыдержанность размеров и отсутствие закономерностей в их конфигурации и пространственном размещении.
Свободные, или блуждающие, меандры создаются самой рекой среди рыхлых аллювиальных осадков, слагающих пойму реки. Склоны долины и террасы в образовании этих излучин не участвуют. Форма, размеры и динамика свободных излучин обусловлены не случайными причинами, а определяются водностью и режимом реки. Так, радиус кривизны свободных излучин пропорционален ширине русла: r=f{b), а ширина русла, как известно, находится в прямой зависимости от расхода воды. Существует определенная связь между шириной русла и шагом меандра: величина отношения шага меандра к ширине русла обычно колеблется от 6 до 12. Наблюдения показывают, что у небольших (маловодных) и медленно текущих (равнинных) рек кривизна излучин больше, а ширина пояса меандрирования меньше, чем у больших, многоводных и быстро текущих рек. Таким образом каждому водотоку присущи определенный, зависящий от водоносности и быстроты течения предельный радиус кривизны излучин и ширина пояса меандрирования.
Берега свободных излучин подвергаются деформациям направленного характера и испытывают смещение в продольном и в поперечном направлениях по отношению к оси долины реки. Скорости смещения излучин находятся в прямой зависимости от расхода воды и уклона и в обратной от высоты берегов и некоторых Других факторов. В процессе синхронных перемещений в продольном и поперечном направлениях значительные изменения может претерпевать форма свободных меандр. Причины таких изменений рассмотрены ниже, при описании формирования поймы.
Врезанные меандры образуются из свободных в результате интенсивной глубинной эрозии. В отличие от свободных меандр шпоры врезанных меандр не заливаются в поло!водье, и в каждую из-
Как видно из процесса образования поймы, в ее строении при вимают участие различные типы аллювиальных отложений. В ос новании, на контакте с коренными породами, залегает перлювш (perluo — промываю), представленный грубообломочным валунные или галечниковым материалом, возникшим в результате промыва^ ния водой осадков, слагающих подмываемый вогнутый берег. Гру-бообломочный материал может чередоваться с линзами илов, от латающихся на дне плёсов в период межени. Выше перлюви> залегает русловой аллювий, представленный преимущественно песками, часто с включением гальки и гравия и характеризующийся, как правило, хорошо выраженной косой слоистостью. Еще выше залегает пойменный аллювий, состоящий главным образом из су песей и суглинков с нечеткой горизонтальной или слегка волнистой слоистостью.
Ударяясь о вогнутый берег, вода в реке отклоняется от него, переходит ниже по течению к противоположному берегу и подмы-
вает его. Поэтому в долине реки наблюдается чередование вогнутых (подмываемых) и выпуклых (намываемых) берегов.
Как отмечалось выше, излучины реки перемещаются не только в сторону вогнутого берега, но и вниз по течению. В результате
выступы коренного бере-. га постепенно срезаются, образуется широкая ящи-кообрааная долина, ширина которой .равна ширине пояса меандрирования, характерного для той или иной реки (рис. 60). Русло в такой долине занимает небольшое пространство. Большая часть плоского дна долины занята поймой, в пределах которой река формирует свободные меандры. Как указывалось выше, в результате синхронных перемещений излучин в продольном и поперечном направлениях они могут претерпевать сложные изменения своей формы. Так, если в процессе смещения в продольном направлении нижнее крыло излучины попадает в область
залегания устойчивых против эрозии пород или высота берега становится большой, то движение этого колена замедляется. Верхнее колено, находясь в рыхлых отложениях поймы, продолжает смещаться с прежней скоростью. Излучина из сегментной превращается в синусоидальную, близкую к треугольной. Последняя с течением времени отмирает вследствие стачивания шпоры и сближе-
ния крыльев (рис. 61,Л). Если .преобладает процесс бокового перемещения, сегментная излучина вследствие размыва вогнутых берегов превращается в омеговидную (рис. 61,5). Шейки крутых излучин могут размываться с обеих сторон. В итоге шейка становится иастолько узкой, что в половодье может быть прорвана. Вследствие резкого увеличения уклона в образовавшемся прорыве здесь происходит быстрое углубление русла, и сюда переходит основное течение реки. Верхняя часть петли прорванной излучины
быстро мелеет в результате аккумуляции наносов, остальная сохраняется ряд лет сначала в виде затона (изолированного от меженного течения только в верхней части), а затем в виде старицы — пойменного озера. В старицах формируется особый тип аллювиальных отложений — старинный аллювий. Так как осаждение материала в озерах-старицах в течение большей части года происходит в спокойной среде, старичный аллювий слагается преимущественно ила-ми и глинами и характеризуется тонкой — горизонтальной слоистостью. Среди глин и илов встречаются песчаные линзы, образующиеся в период прохождения через старицу полых вод. В верху старинных отложений часто залегает торф, свидетельствующий о болотной стадии развития озера-старицы.
Итак, образование поймы и слагающих ее различных типов аллювия у меандрирующих рек есть результат смещения излучин. Зачаточной поймой у таких рек является прирусловая отмель, образующаяся у выпуклого намываемого берега. Сходный процесс формирования поймы и аллювиальных отложений наблюдается и у фуркирующих (дробящихся на рукава) рек. Зачаточной поймой у таких рек является осередок, который, постепенно разрастаясь и превращаясь в пойму, способствует размыву и отступанию обоих берегов одновременно.
Описанный процесс образования и соотношения различных типов аллювиальных отложений характерны для равнинных рек. Поймы горных рек еще плохо изучены. Обычно они уже, чем в долинах равнинных рек. Пойменный и старичный аллювий в них практически отсутствует. Русловой аллювий часто представлен
маломощной толщей крупногалечниковых наносов и валунами, за^ легающими на цоколе из коренных пород или на крупных глыбах, скатившихся с горных склонов.
Мощность аллювиальных отложений пойм различна, но она не может превышать разницу высот между самым глубоким местом в реке и максимальным уровнем половодья, если в работу реки не вмешиваются посторонние процессы. Такую мощность аллювия называют нормальной. Наблюдаемое местами повышение (по сравнению с нормальной) мощности аллювия может указывать на усиленную аккумуляцию вследствие, например, тектонического опускания участка территории, по которому протекает река, уменьше-
ние— на интенсивное врезание реки при тектонических поднятиях. Могут быть, конечно, и иные причины анормальной мощности аллювия.
Сформировавшиеся поймы не являются омертвевшими формами рельефа. В процессе смещения свободных меандр они испытывают значительные изменения, а слагающий их аллювиальный материал неоднократно переотлагается. Изменение поймы и ее рельефа протекает особенно интенсивно во время высоких половодий, когда на пойме и в русле устанавливается единое течение.
Представим себе массив поймы, огибаемый пологой дугой русла реки (рис. 62). Пересекая затопленный массив чтоймы, поток размывает уступ в верхней его части. Часть материала, образуемого при размыве уступа, выносится на поверхность поймы, другая его часть остается в русле, переносится вдоль края пойменного массива. На контакте между течением, сходящим с поймы, и течением, идущим по основному руслу, образуется аккумулятивная фор-
ма — коса, которая отделяет от русла заводь, часто наблюдаемую в низовьях .пойменных массивов.
Наносы, принесенные .потоком на пойму, аккумулируются на ее поверхности. Наиболее интенсивна аккумуляция на участке, прилегающем к руслу реки, так как скорость переходящих из русла в пойму струй потока здесь резко уменьшается из-за уменьшения глубины и увеличения шероховатости дна. В дальнейшем скорости потока становятся почти постоянными, интенсивность аккумуляции в центральной части пойменного массива убывает и крупность осевших наносов уменьшается. К тыловой части поймы поток доносит лишь мелкие (илистые и глинистые) частицы. Различие в интенсивности аккумуляции и размерах оседающих частиц приводит к тому, что наиболее повышенной оказывается та часть поймы, которая примыкает к руслу. После спада половодья здесь нередко можно встретить скопление свежеотложенных крупных наносов, мощностью от нескольких сантиметров до нескольких дециметров. Повторение процесса приводит к образованию в этой части поймы прируслового вала, в ряде случаев довольно четко выраженного в рельефе.
От прируслового вала поверхность поймы слегка понижается к центру пойменного массива, характеризующегося сглаженным рельефом. Наиболее пониженным оказывается участок поймы, примыкающий к коренному берегу реки или к уступу надпойменной террасы. Низкое положение в рельефе и тяжелый механический состав отложений этой части поймы способствуют заболачиванию. В соответствии с часто наблюдаемыми различиями высот отдельных участков поймы и характером слагающих их осадков пойму принято разделять на три части: 1) прирусловую, 2) центральную и 3) притеррасную (рис. 62),
Кроме описанных форм рельефа, возникающих в процессе формирования поймы (прирусловые" валы, старицы, гривы и др.), ее поверхность может быть осложнена комплексом форм рельефа, связанных как с деятельностью реки, так и с деятельностью других экзогенных агентов. Так, например, после ледохода на реках при высоких-уровнях воды поверхность поймы может оказаться прорезанной глубокими бороздами, выпаханными льдинами, а местами покрытой крупными камнями-одинцами, вытаявшими из льдин. На реках, прирусловые валы и прирусловые отмели которых сложены хорошо отсортированным песком и не закреплены растительностью, большое влияние на формирование мезорельефа поймы оказывает ветер. В период летней, а иногда и зимней межени на пойме из песчаных отложений валов и отмелей формируются дюны, высота которых может достигать нескольких метров, иногда 15—20 м. В результате перемещения дюн в глубь поймы и возникновения на месте прирусловых валов и отмелей новых дюн образуются целые системы эоловых гряд, резкость и очертания которых постепенно теряются в направлении от прирусловой к центральной пойме. Наиболее высокие дюны перестают заливаться в половодье и выступают над водой в виде хаотически расположенных остро-
вов. В тыловой части поверхность поймы может быть осложнена наложенными конусами выноса временных водотоков или руслами нижних участков небольших притоков реки, которые, достигнув поймы, уклоняются от своего первоначального направления и следуют вдоль затона или заводи.
Усложнение в морфологию поймы могут вносить изолирован-ные возвышенности, не заливаемые в половодье, образованные в результате прорыва шейки врезанных меандр и отчленения участка коренного склона долины или надпойменной террасы, бывшего частью шпоры. Такие возвышенные «острова» среди поймы называются останцами.
Не остается неизменным и гривистый рельеф поймы. В результате деятельности склоновых процессов и неравномерной аккумуляции пойменного аллювия гривистый рельеф нивелируется и поверхность поймы с течением времени меняется.
Различия в рельефе и строении пойм равнинных рек положены в основу их классификаций.
Так, по характеру рельефа различают: сегментные, параллельно-гривистые и обвалованные типы пойм.
Сегментные поймы характерны для меандрирующих рек. Рельеф их достаточно подробно рассмотрен при описании формирования поймы как одного из основных элементов речной долины. Подчеркнем лишь, что дугообразные гривы и разделяющие их меж-гривные понижения (сухие или занятые озерами) являются результатом процесса переформирования меандр и блуждания русла по дну долины.
Параллельно-гривистые поймы обычно возникают у крупных рек с большой шириной долины и обусловлены тенденцией реки смещаться все время в сторону одного из склонов. Такая тенденция может вызываться в одних случаях влиянием силы Кориолиса, в других — тектоническими движениями. Особенностью рельефа параллельно-гривистых пойм является наличие длинных продольных (параллельных руслу) гряд и разделяющих их межгрядовых понижений. Вдоль межгривных ложбин иногда располагаются цепочки вытянутых вдоль долины озер. Примером параллельно-гривистой поймы может служить участок поймы реки Оки ниже г. Рязани. Ширина развитых здесь грив достигает 200 м, относительная высота— 6—8 м. Параллельно-гривистые поймы односторонние (в отличие от сегментной), т. е. развиты только у одного из берегов долины.
Обвалованные поймы наиболее характерны для рек, пересекающих предгорные наклонные равнины. Вследствие резкого падения скоростей при выходе на равнину такие реки интенсивно аккумулируют несомый ими материал. В результате русло реки оказывается приподнятым над прилегающей равниной и ограниченным прирусловыми валами или естественными дамбами высотой до трех, а иногда и более метров. Во время высоких половодий вода прорывает валы и заливает значительные территории. Наличие дамб и приподнятость русла 'создают благоприятные условия для забо-
По строению различают поймы аккумулятивные и цокольные. К аккумулятивным относятся поймы с нормальной мощностью аллювия. Цокольными называют поймы с маломощным аллювием, залегающим на породах неаллювиального происхождения или на древнем аллювии таким образом, что меженное русло реки врезано в эти породы. Образование цокольных пойм чаще всего связано с интенсивной глубинной эрозией реки, но они могут возникать и в результате боковой эрозии.
Зачатком цокольной поймы может служить бечевник, образующийся в основании подмываемого высокого коренного берега, сложенного достаточно устойчивыми к эрозии породами. Он представляет собой откос крутизной 10—30°, сложенный коренными породами, сверху прикрытыми тонким чехлом обломочного материала, частично принесенного рекой с вышележащих участков реки, частично местного, делювиально-коллювиального происхождения. Вверху откоса может -наблюдаться ниша, фиксирующая положение наиболее высоких уровней половодья. Нижней границей бечевника служит меженный уровень воды в реке. Ширина бечевника различна и зависит как от крутизны откоса, так и от высоты половодий.
В заключение характеристики «пойм следует отметить, что в долинах рек наблюдается, как правило, два уровня пойм—высокая и низкая. Высокой называют пойму, заливаемую один раз в несколько лет или в несколько десятков лет. Низкая пойма заливается в половодье ежегодно.
Речные террасы
На склонах многих речных долин выше уровня поймы можно-наблюдать выровненные площадки различной ширины, отделенные друг от друга то более, то менее четко выраженными в рельефе уступами. Такие ступенеобразные формы рельефа, протягивающиеся вдоль одного или обоих склонов долины на десятки и сотни километров, называют речными террасами (рис. 63). В строении террас принимают участие аллювиальные отложения. Это свидетельствует о том, что когда-то река текла на более высоком уровне и что террасы являются не чем иным, как древними поймами, вышедшими из-под влияния реки в результате врезания русла. Причин, ведущих к образованию террас, много. Рассмотрим лишь главные из них.
1. Как известно, живая сила потока зависит от массы воды. Если в бассейне реки климат изменяется в сторону увлажнения и река становится более полноводной, возрастает ее эрозионная способность. Происходит нарушение установившегося ранее равновесия между размывающей способностью реки и сопротивлением пород размыву. Река начинает врезаться, вырабатывать новый профиль равновесия, соответствующий новому режиму. Прежняя пой-
158 ■ ' ■ ■
ма выходит из-под влияния 1рени и превращается в надпойменную террасу. Так как транспортирующая и эрозионная способности потока растут в большей степени, 4eiM расход воды, интенсивность врезания увеличивается вниз по течению. Однако-в низовьях реки величина врезания ограничивается постоянным положением базиса эрозии, поэтому максимум врезания наблюдается в среднем течении реки. В результате образуется терраса хордового типа (рис. 64, А).
2. Другой причиной образования террас является изменение положения баэиса эрозии. Представим себе, что уровень бассейна, в который впадает река, понизился. В результате река, которая в низовьях отлагала материал, начнет врезаться в собственные отложения и вырабатывать новый профиль равновесия, соответствующий новому положению базиса эрозии. Врез от устья будет распространяться вверх по течению реки до того места, где прежний уклон продольного профиля настолько значителен, что увеличение его, вызванное регрессивной эрозией, практически не будет сказываться на эрозионной способности реки. В конечном счете на месте прежней поймы образуется терраса, относительная высота которой убывает
вверх по реке (рис. 64,В). Водопады и пороги в долине реки могут приостановить продвижение регрессивной эрозии и ограничить длину террасы.
Следует подчеркнуть, что река при понижении базиса эрозии будет врезаться лишь в том случае, если ее уклон в нижнем течении меньше уклона освобождающегося из-лод воды дна приемного бассейна. В противном случае понижение базиса эрозии приведет к интенсивной аккумуляции несомого рекой материала вследствие удлинения русла и уменьшения уклона продольного профиля.
3. Образование террас может быть связано с тектоническими движениями. Тектоническое поднятие территории, ло которой про-
гекает река, приводит с увеличению уклонов, I следовательно, я уси-1ению эрозионной способности реки. Река .начинает врезаться, ее трежняя пойма посте-1енно лревращается в надпойменную террасу, которая по своему типу :акже является хордо-
вой (рис. 64, Б). Если низовье реки остается стабильным или опускается, а на остальной части бассейна, испытывающей поднятие, река врезается, то образуются ножницы террас: террасы как бы ныряют под более молодые аккумулятивные толщи (рис. 65).
Описанные процессы могут повторяться или накладываться друг на друга, поэтому количество террас в долинах разных рек и в разных частях долины одной и той же реки может быть различным. Изучение строения террас, их количества, изменения высоты одной и той же террасы вдоль долины реки позволяет выяснить причины их возникновения, а следовательно, восстановить историю развития территории, по которой протекает река.
Относительный возраст террас определяется их положением по отношению к меженному уровню воды в реке: чем выше терраса, тем она древнее. Счет террас ведется снизу — от молодых к более древним. Самую низкую террасу, возвышающуюся над поймой, называют первой надпойменной террасой. Выше располагается вторая надпойменная терраса и т. д. У каждой террасы различают площадку, уступ, бровку и тыловой шов (см. рис. 63).
В зависимости от строения выделяют три типа речных террас: 1) аккумулятивные, 2) эрозионные и 3) цокольные. К аккумулятивным относятся террасы, сложенные от бровки уступа до его подножия аллювием. Эрозионные террасы почти нацело сложены коренными породами, лишь сверху прикрытыми маломощным чехлом аллювия (последний может и отсутствовать). У цокольных террас нижняя часть уступа (цоколь) сложена коренными породами, а верхняя — аллювием. Терраса считается цокольной и в том случае, если цоколь сложен древнеаллювиальными отложениями,
так как тип террас и их возраст определяется по аллювию, слагающему поверхность (площадку) террасы. Отсюда следует, что для определения возраста террасы необходимо тем или иным способом определить возраст (абсолютный или относительный) слагающего ее аллювия.
Так как каждая терраса в свое время была поймой, на ней могут быть встречены те же формы рельефа, что и на пойме. Однако выражены они обычно менее четко, чем на пойме, что связано с воздействием последующих экзогенных агентов. Поверхность террас та<;то наклонена в сторону реки за счет снижения (размыва) прибавочной части и повышения внутреннего края в результате накопления материала, сносимого со склонов, к которым примыкает терраса. Поэтому при определении относительной высоты террас следует ориентироваться на те участки ее поверхности, которые менее всего были затронуты последующими процессами.
Кроме охарактеризованных выше террас, называемых цикловыми и прослеживающихся по всей длине реки или на большей ее части, в долинах рек могут быть развиты локальные террасы, возникающие вследствие подпруживания реки, пропиливания уступа, сложенного твердыми породами, я ряда других причин.
Наблюдаются в долинах рек и псевдотеррасы, имеющие лишь внешнее сходство с «истинными» речными террасами.' К их числу относятся упоминавшиеся выше структурные террасы, крупные блоки оползней, подмытые конусы выноса временных водотоков, а также боковые морены отступивших горных ледников и плечи трого-вых долин (см. главу 16).
Изучение морфологии и строения речных террас имеет не только научный интерес, о чем говорилось .выше, но и большое практическое значение.
Реки, размывая горные породы, одновременно размывают и рудные образования, заключенные в этих породах. Большая часть ценных компонентов исчезает в процессе транспортировки рекой (истирается, растворяется, рассеивается, выносится в акватории приемных бассейнов). Меньшая часть их задерживается в долине в аллювиальных отложениях и при благоприятных условиях может дать скопление тех или иных минералов, получивших название аллювиальных россыпей или россыпных месторождений. К числу характерных минералов россыпных месторождений относятся главным образом тяжелые и устойчивые, такие, как алмаз, золото, платина, касситерит, минералы, содержащие вольфрам, и некоторые другие.
Морфологические и генетические типы речных долин
Морфология речных долин определяется геологическими и физико-географическими условиями местности, пересекаемой рекой, историей развития долины.
При интенсивном врезании, обусловленном поднятием горной страны, возникают долины типа теснины, ущелья или каньона.
6—911 161
В более поздние стадии развития долины, когда в ее формировании важную роль уже играет боковая эрозия, образуется ящи-кообразный поперечный профиль речной долины. Такая долина имеет широкое плоское дно, а русло занимает лишь небольшую часть дна долины. Кроме поим, на склонах ящикообразных долин могут быть развиты речные террасы. Долины этого типа наиболее характерны для равнинных стран.
Многие реки берут свое начало в горах, а затем выходят на равнину. Соответственно, на разных участках течения характер их долин может испытывать значительные изменения. Эти изменения, в частности, включают не только различия в поперечном и продольном профилях долины, но и в поведении террас. Так, например, на участках усиливающегося врезания, обусловленного поднятием территории, всегда отмечается нарастание высот террас над уровнем долины. По мере удаления от такого участкавысота террас снижается. При переходе в область погружения происходит не только снижение террас, но и уменьшение их числа, а на наиболее сильно прогибающейся территории террасы, как говорилось об этом выше, «ныряют», погружаются под уровень поймы.
Долины чутко реагируют на изменения геологической структуры. Часто участки, сложенные очень прочными породами или испытывающие интенсивное поднятие, обходятся речными долинами. Иногда речной поток не отклоняется под действием поднимающейся структуры, а сечет ее по нормали или в близком к нормали направлении, образуя так называемые сквозные долины. Возможны, по крайней мере, три различных способа их образования.
Сквозная долина может быть антецедентной, т. е. образовавшейся в результате «перепиливания» возникшего на ее пути медленно растущего поднятия. Сквозные долины могут быть также эпигенетическими, т. е. наложенными сверху, или возникнуть вследствие регрессивной эрозии при перепиливании горным потоком водораздельного хребта. При этом может произойти перехват реки, расположенной по другую сторону .водораздела и менее глубоко врезанной (рис. 66).
Существенное влияние на мор и характер залегания горных поро
В областях с горизонтальным залеганием пластов и однообразным литологическим составом слагающих пород морфология речных долин в наименьшей степени зависит от геологической структуры. Такие долины называют нейтральными или атектони-ческими. В областях нарушенного залегания пластов одни долины обнаруживают совпадение с простиранием тектонических струк-
тур (осей складок, линий разломов, полос простирания стойких и податливых пород). Это долины, «приспособившиеся» к геологической структуре. Другие долины секут геологические структуры •под каким-либо углом. Поэтому в дислоцированных областях различают долины продольные, поперечные и диагональные. Пер-
вые на значительном протяжении характеризуются однообразным (свойственным для той или иной реки) профилем и шириной долины, спрямленным течением. Вторые и третьи долины меняют морфологический облик в профиле и плане очень часто. Примерами поперечных долин могут служить консеквентные реки куэстовых областей, антецедентные и эпигенетические долины. Продольный профиль поперечных и диагональных долин характеризуется большей невыработанностью, чем профиль долин продольных рек. В зависимости от типа геологической структуры, в которых заложены продольные долины, различают долины синклинальные, антиклинальные, моноклинальные, долины, совпадающие с линиями продольных разломов и долины-грабены. Каждая из этих типов долин характеризуется своими, свойственными только ей морфологическими чертами (рис. 67), и характером процессов, протекающих на их склонах.
Асимметрия долин
Выше упоминалось, что поперечный профиль речных долин нередко бывает асимметричным. Причины асимметрии речных долин
могут быть разными. Двигаясь вниз или вверх по долине, очень часто можно наблюдать увеличение крутизны то левого, то правого склона. Зависит это, как травило, от того, к какому склону долины подходит русло реки, а также от быстрого изменения состава или. условий залегания горных пород, слагающих склоны долины. Однако в природе имеют место и такие случаи, когда один склон
долины постоянно круче другого на протяжении многих километров. Такую асимметрию С: С. Воскресенский называет «устойчивой». О ней и пойдет речь ниже.
Причины, вызывающие асимметрию склонов долин, можно разделить на три группы: 1) тектонические, проявляющиеся через литологию и геологические структуры; 2) планетарные, связанные с вращением Земли вокруг своей оси; 3) причины, обусловленные деятельностью экзогенных и, в первую очередь, склоновых процессов.
Тектоническая «основа» асимметрии склонов встречается очень часто. В одних ■случаях она обусловлена •особенностями геологического строения субстрата, в других — создана под непосредственным влиянием новейших тектонических движений.
Общеизвестна асиммет
рия субсеквентных долин куэстовых областей, у которых структур
ный (бронированный) склон обычно более пологий, чем противо
положный аструктурный склон, где на поверхность выходят голо
вы моноклинальнозалегающих пластов (рис. 68, Л). Такова же
причина асимметрии долин, возникающих на склонах антиклина
лей, в строении которых принимают участие породы разной проч
ности (рис. 68, Б). ■
Асимметрия склонов возникает неизбежно, если долина зало-жилась вдоль сброса, крылья которого сложены породами различной устойчивости (рис. 68, Д), или по контакту магматических и осадочных пород (рис 68,Г). К тектонической группе причин, обусловливающих асимметрию долин, можно отнести и так называемую топографическую теорию А. А. Борзова — А. В. Начаева,
заключающуюся в том, что перекос исходной ровной поверхности, вызванный неравномерным поднятием или деформацией, приводит к неравенству стока со склонов долин, перпендикулярных уклону. В результате склон долины, совпадающий с направлением уклона топографической поверхности, будет разрушаться и выполаживать-ся быстрее (рис. 69). Возможны и другие варианты воздействия тектонических движений и образуемых ими структур на возникновение асимметрии речных долин.
Однако имеется много примеров, которые никак нельзя объяснить только геологическими причинами. Известно, например, что большинство крупных рек северного полушария имеют «рутой правый берег и пологий левый. Это объясняется ускорением Кориоли-са, отклоняющим течение рек влраво( в южном полушарии — влево). Таковы на большом протяжении долины рек Волги, Днепра, Дона, Оби, Бнисея, Лены, Амура, Параны и др.
Асимметрия речных долин может возникнуть и в результате деятельности экзогенных агентов. Так, например, асимметрия склонов может образоваться из-за многочисленных оползней, возникающих на склоне, совпадающем с наклоном пластав (рис. 68,В). К этой же группе факторов относится влияние преобладающих вет-ро;в или преобладающих влажных (приносящих осадки) ветров. А. Д. Архангельский и Н. А. Димо большое значение в формировании асимметрии склонов придавали инсоляции. А. В. Ступишин отмечает важную роль в этом процессе так называемой «снеговой: асимметрии».
При длительном развитии рельефа асимметрия склонов речных долин приводит к асимметрии междуречий.
213-
Размеры барханов различны. Высота небольших форм обычно от 3 до 8 м. В Ливии, в Каракумах, в особенности в пустыне Атакама, где барханы особенно типичны, встречаются крупные, образования высотой до 40 м и шириной 200—'300 м. Маленькие барханы перемещаются быстрее больших: обгоняя их, «вползают» на их наветренные склоны. В результате возникают крупные усложненные формы — полисинтетические, или многосложные, барханы (рис. 94). Имеется и другое объяснение образования многосложных барханов. По мнению М. П. Петрова, мелкие барханные формы образуются под воздействием вихревых движений потоков воздуха, возникающих при их прохождении над наветренным склоном большого бархана.
Поперечными аккумулятивными формами являются также барханные цепи, состоящие как бы из нескольких слившихся барханов. Обычно они располагаются параллельными грядами. Такое расположение цепей пока не получило удовлетворительного объяснения.
На наветренных склонах аккумулятивных эоловых форм почти везде можно видеть знаки ряби — низкие (2—5 см) асимметричные валики из песка, протягивающиеся на десятки метров, чаще всего параллельно друг другу и нормально к направлению ветра. Наветренный склон ряби, как и наветренные склоны барханов, пологие, подветренные — крутые. В целом знаки ряби можно рассматривать как результат волновых колебательных движений, возникающих в поверхностном слое песчаного грунта под воздействием колебательных движений воздушного потока.
Параболические дюны возникают при вторичном развевании дюн, закрепленных поселившейся на них растительностью. При разрушении почвенно-растительного покрова на наветренном склоне дюны и наличии условий, благоприятных для развевания песка, — формируется дефляционная котловина. Выдутый песок накапливается на подветренном склоне. В результате средняя часть дюнЫ
продвигается все дальше и дальше вперед в направлении ветра, тогда как ее боковые части, где мощность песка меньше и он скреплен корнями растений, сильно отстают в этом движении и вытягиваются в направлении ветра. Дюна приобретает контуры, напоминающие параболу или сильно сжатый с боков полумесяц. Полумесячной конфигурацией параболическая дюна напоминает бархан, но соотношение склонов по крутизне у нее обратное: вогнутый склон пологий, а выпуклый крутой.
К эоловым аккумулятивным формам относятся также одиночные пирамидальные и прислоненные дюны- Они встречаются редко, но зато это самые крупные эоловые образования. Пирамидальные дюны образуются в результате интерференции ветров разных направлений при условии, что каждый из ветровых потоков имеет область питания песчаным материалом. Пирамидальные дюны известны в песчаных пустынях Сахары и Средней Азии. Крупная одиночная дюна — Сарыкум — расположена в Северном Дагестане. Высота ее более 150 м. Она расположена на пересечении нескольких ветровых потоков. Одни из них дуют с северо-запада на юго-восток или в обратном направлении вдоль подножья передовых хребтов Дагестана, другие — вниз или вверх по долине реки Шура —Озень, режущей передовые хребты в крест их простирания. Пирамидальные дюны высотой до 150 м известны в Иране в пустыне Деште-Лут.
На побережье аридных стран при близком к морю положении уступа .горного хребта или плато возникают прислоненные дюны, которые также достигают огромной высоты. Уступ оказывается препятствием, на которое наползает движущийся песок. Следовательно, прислоненная дюна — своеобразный песчаный шлейф, навеянный ветром на прилегающий к песчаной равнине склон или уступ. Одним из авторов этой книги такая дюна высотой до 200 м была обнаружена на острове Сокотра. Областью питания для нее служат пляж и развеваемая поверхность прилегающей морской террасы-
С выносом пыли из пустынных областей и ее отложением на прилегающих к пустыням равнинах связывают образование лёссового покрова — плаща алевритовых отложений, очень характерного для периферийных зон пустынь и внепустынных районов Средней и Центральной Азии.
Лёссы распространены в южной части Русской равнины, з Китае и других .местах. Здесь лёсс имеет, по-видимому, другое происхождение: на юге Русской равнины это перигляциальное образование, в Китае — аллювиально-пролювиальное. В целом проблема происхождения лёссов весьма спорная и, совершенно очевидно, не может быть сведена только к эоловой гипотезе их образования, хотя в отдельных случаях эта гипотеза, по-видимому, правильно объясняет происхождение лёссов.
Развеваемые и подвижные пески как в пустынях, так и на побережьях не имеют сплошного распространения. Гораздо большую площадь занимают древние эоловые формы, в настоящее время в той или иной мере закрепленные растительностью. Многие исследователи считают, что современные климатические условия даже в пустынных областях неблагоприятны для развевания и образования подвижных песков. Эти явления рассматриваются как вторичные, обусловленные хозяйственной деятельностью человека, главным образом, выпасом скота при кочевом или отгонном скотоводстве.
С деятельностью ветра связаны еще некоторые типы песчаных образований, и прежде всего, бугристые пески, имеющие, по мнению И. С. Щукина, не меньшее распространение, чем грядовые. Бугристые пески — комплекс песчаных бугров, часто неправильной формы. Их склоны не обнаруживают четкой дифференциации на наветренные и подтветренные, высота бугров 3—5 м, размещение их в плане весьма беспорядочное. Среди бугров также беспорядочно разбросаны котловины выдувания.
В большинстве случаев бугры покрыты разреженной растительностью— либо кустами солянок, песчаных акаций и тамарикса, либо пучками чия или селина. Предполагается, что бугристые пески образуются как при частичной фиксации подвижных песков пустынной растительностью, так и при вторичном развевании ранее закрепленных песков («кишлачные пески»). В целом бугристые пески образуются при отсутствии какого-либо господствующего направления ветра.
A. Барханныепески:
/. Пассатный тип ветра — 1 — песчаный щит, 2 — эмбриональный бархан, 3 — серповидный симметричный бархан, 4 — несимметричный бархан, 5 — продольные ветру барханные гряды, 6 — комплексные продольные барханные гряды; //. Муссоно-бризовый тип ветра — 1 — групповые барханы, 2 — простые барханные цепи, 3 — комплексные барханные цепи; ///. Конвекционный и интерференционный типы ветров и ветры, поперечных направлений — 1 — цирковые барханы, 2 — пирамидальные барханы, 3 — скрещенные комплексные барханы. Б. Полузаросшие пески:
/. Пассатный тип — 1 — прикустовые косички, 2 — мелкие грядки, 3 — гр_ядовые пески (про
дольные ветру), 4— грядово-крупногрядовые пески; //. Муссоно-бризовый тип — 1 — грядово-
лунковые пески (при сильном преобладании ветров одного направления), 2 — лунковые пески,
3 _ граблевидные поперечные гряды (при незначительном преобладании ветров одного на;
правления), 4 — поперечные асимметричные гряды; III. Конвекционный и интерференционный
типы — /_ ячеистые пески, 2 — крупноячеистые пески, 3 — пирамидальные пески, 4 — решет
чатые пески.
B. Дюнные пески:
/. Пассатный тип — / — приморский вал, 2 — параболические дюны, 3 — шпильковидные дюны 4 — парные продольные дюны, 5 — комплексные параболические дюны; //. Муссоно-бризовый тип — 1 — полукруглые мелкие дюны, 2 — полукруглые крупные дюны, 3 — полукруглые комплексные дюны; /Я. Конвекционный и интерференционный типы — / — одиночные мелкие кольцевые дюны, 2 — групповые кольцевые дюны, 3 — комплексные циркульные дюны
На берегах морей и на песчаных поверхностях в речных долинах часты кучевые пески, или кучугуры, которые, по-видимому, также связаны преимущественно с задержкой песка у кустов растительности, начинающей осваивать пляж или поверхность песчаной косы, или же с развеванием ранее закрепленных песков. При четко выраженном преобладании ветров одного направления на берегах морей формируются настоящие продольные дюны. Поскольку источником питания береговых дюн является пляж (см. гл. 19), они образуют единую полосу, расположенную фронтально по отношению к господствующему ветру, но сама полоса состоит из ряда близко расположенных или сливающихся одна с другой продольных дюн.
Заканчивая характеристику эолового аккумулятивного рельефа, следует отметить, что его многообразие зависит от целого ряда факторов: режима ветров, мощности песчаных отложений, степени закрепления их растительностью, физико-географических условий той или иной территории (рис. 95).
Глава 3. Некоторые общие сведения о рельефе........................................ 11
Понятие о формах и элементах форм рельефа.......................... 11
Морфография и морфометрия рельефа................................................... 14
Генезис рельефа.......................................................................................... 19
Возраст рельефа , , ,........................................................................ 22
Глава 4. Факторы рельефообразования
Свойства горных пород и их роль в рельефообоазовании . . 26
Рельеф и геологические структуры..................................................... 28
Рельеф и климат.................................................................................... 33
ЧАСТЬ II. ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ. . ..... . . . 37
Глава 5. Рельефообразуюшая роль тектонических движений земной
Коры......................................................................................................... 37
Складчатые нарушения и их проявление в рельефе............................... 37
Разрывные нарушения и их проявление в рельефе................... 38
Рельефообразующая роль колебательных движений земной
коры........................................................................................................ 43
Рельефообразующая роль новейших тектонических движений
земной коры......................................................................, , . . . 44
Глава6. Магматизм и рельефообразование..................................................... 47
Глава 7. Землетрясения как фактор эндогенного рельефообразования. 57
Глава 8. Строение земной коры и планетарные формы рельефа ... 59
Глава 9. Мегарельеф материков........................................................................63
Мегарельеф платформ суши.......................................................... 63
Мегарельеф подвижных поясов материков............................... 70
Мегарельеф подводных окраин материков............................... 77
Глава 10. Мегарельеф геосинклинальных областей (переходных зон). . 86
Морфология глубоководных желобов . . . -, >»............. 89
Морфология островных дуг.......................................................... 89
Морфология окраинных морских котловин............................. 90
Генетические типы зон перехода от океана к материкам . . 91
Глава 11. Мегарельеф ложа океана и срединно-океанических хребтов. . 95
Рельеф ложа Северного Ледовитого океана. Арктический
Срединный хребет ,............................................................................ 99
Рельеф ложа Атлантического океана. Срединно-Атлантический
хребет.................................................................................................... 99
Рельеф ложа и срединных хребтов Индийского океана .... ЮЗ
Рельеф ложа и срединных хребтов Тихого океана................ 105
ЧАСТЬ III. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ............................ . ПО
Глава 12. Выветривание и рельефообразование.....................................111
Физическое выветривание , ......................................... . . . 112
Химическое выветривание........................................... _..... 113
Коры выветривания . , ............................................................ 113
Глава 13. Склоны, склоновые процессы и рельеф склонов...............115
Понятие «склон». Классификация склонов............................... 115
Склоновые процессы и рельеф склонов...................... ....118
Зональность и взаимоотношение склоновых процессов .... 129
Возраст склонов................................................................................. 130
Развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педй-пленах и поверхностях выравнивания ........... , 131
Глава 14. Флювиальные процессы и формы... ,,,........................................... 135
Некоторые общие закономерности работы водотоков .... 136
Работа временных водотоков и создаваемые ими формы
рельефа.......................... ,..................................................................... 140
Работа рек. Речные долины........................................................... 145
Излучины русла, их элементы и форма. Классификация
излучин . . . ............................................................................. 148
Пойма. Формирование пойменной долины. Строение и
рельеф пойм. Типы пойм......................................................... 150
Речные террасы................................................... ,....................... 158
Морфологические и генетические типы речных долин . . 161
Асимметрия долин.................................................................... 164
Речная и долинная сеть. Речные бассейны............................... 166
Устья рек................................................................... ,......................... 167
Глава 15. Карст и карстовые формы рельефа.................................................... 171
Понятие «карст». Условия карстообразования. Гидрологиче
ский режим карстовых областей............................................................ 171
Наиболее распространенные поверхностные формы рельефа
карстовых областей................................................................................. 173
Реки и долины карстовых областей............................................ 177
Пещеры карстовых областей.................................................................. 178
Зонально-климатические типы карста. Основные особенности
тропического карста................................................................................ 179
Псевдокарстовые процессы и формы.................................................... 184
Глава 16. Гляциальные процессы и гляциальные формы рельефа . . . 185
Условия образования и питания ледников. Типы ледников . . 185 Работа ледника. Формы горно-ледникового рельефа .... 187 Рельеф областей плейстоценового материкового оледенения . 195
Глава 17. Рельефообразование в областях распространения вечной
мерзлоты................................................................................................ 203
Распространение и строение вечномерзлых грунтов.......................... 203
Мерзлотные деформации и мерзлотные формы рельефа . . . 204
Глава 18. Формы рельефа аридных стран ...................................................... 209
Формы дефляционного и корразионного рельефа............................. 210
Эоловые аккумулятивные формы....................................................... 212
Аридно-денудационные формы рельефа в пустынях......................... 219
Глава 19. Береговые морские процессы и формы .,.,.,........................ 222
Понятие «берег». Волны и волновые течения.................................... 222
Поперечное перемещение наносов....................................................... 227
Пляж и сортировка материала в зоне действия прибойного
потока..................................................................................................... 228
Подводные валы и береговые бары..................................................... 229"
Продольное перемещение наносов...................................................... 231
Образование аккумулятивных форм при продольном переме
щении наносов........................................................................................ 233
Абразия.................................................................................................. 235
Выравнивание береговой линии........................................................... 237
Особенности берегов приливных морей............................................. 240
Коралловые берега и острова...................................................... 242
Денудационные берега......................................................................... 244
Морские террасы.............................. ..;................................ 245
Глава 20. Некоторые экзогенные процессы, происходящие на дне океана, 247
и создаваемые ими формы рельефа.....................................................
Гравитационные подводные процессы................................................ 248
О геоморфологической деятельности донных и постоянных по
верхностных течений............................................................................ 252
О биогенных факторах рельефообразования..................................... 253
Аккумуляция осадочного материала как важнейший геоморфо
логический процесс на дне Мирового океана...................................... 255
■
ЧАСТЬ IV МЕТОДЫ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
И ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТОГРАФИРОВАНИЕ............................2о9
Глава 21. Структура и методы полевых геоморфологических исследо- ^
ваний.................................................................... „' ' ' ' 2ВД
CTDVKTVPa геоморфологических исследовании........................................... ^
Методы полевых геоморфологических наблюдении......................... 261
Глава 22. Геоморфологические карты
ЗАКЛЮЧЕНИЕ.............................................
ЛИТЕРАТУРА .... Предметный указатель .
– Конец работы –
Используемые теги: Общая, Геоморфология0.045
Если Вам нужно дополнительный материал на эту тему, или Вы не нашли то, что искали, рекомендуем воспользоваться поиском по нашей базе работ: ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Если этот материал оказался полезным для Вас, Вы можете сохранить его на свою страничку в социальных сетях:
Твитнуть |
Новости и инфо для студентов