Реферат Курсовая Конспект
РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ - раздел Геология, ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ Горные Породы С Характерными Для Них Свойствами Находятся В Земной Коре В Сам...
|
Горные породы с характерными для них свойствами находятся в земной коре в самых разнообразных условиях залегания и в различных соотношениях друг с другом, определяя геологическую структуру того или иного участка литосферы. Благодаря избирательной (селективной) денудации, обусловленной свойствами горных пород, под воздействием экзогенных процессов происходит препарировка геологических структур. В результате возникают формы рельефа, облик которых в значительной мере предопределен структурами, поэтому такие формы рельефа называются структурными. Таким образом, свойства горных пород, их различная устойчивость по отношению к воздействию внешних сил находят отражение в рельефе через геологические структуры. В этом и заключается роль геологических структур как одного из важнейших факторов формирования рельефа.
Различные структуры обусловливают различные типы структурно-денудационного рельефа, возникающего на месте их развития Различия проявляются даже в том случае, когда структуры подвергаются воздействию одного и того же комплекса внешних сил Однако облик структурно-денудационного рельефа, размеры отдельных структурных форм зависят не только от типа геологической структуры, но также от характера и интенсивности воздействия внешних сил, от степени устойчивости слагающих структуру пластов, от мощности и, как следствие этого, частоты чередования пластов, сложенных породами различной стойкости. В случае лито-логической однородности толщ, слагающих структуры, последние находят слабое отражение в рельефе.
Рассмотрим некоторые типы геологических структур с точки зрения влияния их на облик структурно-денудационного рельефа
Широким распространением пользуется горизонтальная стриктура, свойственная верхнему структурному этажу платформ (платформенному чехлу), сложенному осадочными, реже вулканическими породами. Горизонтальным структурам в рельефе соответствуют плоские равнины и плато (плато Устюрт) или так называемые 28
столовые страны (Тургайская столовая страна). При эрозионном расчленении столовых структур, в строении которых принимают участие стойкие породы, возникает плоскогорный тип рельефа. Такой рельеф характеризуется плоскими междуречьями (бронированными стойкими пластами), которые резко переходят в крутые склоны речных долин и других эрозионных форм рельефа. Примером этого типа рельефа может служить центральная часть Ставропольской возвышенности. В условиях тектонического покоя и длительного воздействия эрозионно-денудационных процессов плоскогорный рельеф может превратиться в рельеф островных столово-
останцовых возвышенностей, в котором отрицательные формы рельефа занимают значительно большие площади, чем положительные (рис. 4). Рельеф столово-останцовых возвышенностей широко развит в Африке, а на территории СССР в ряде мест —по периферии плато Устюрт, по правобережью реки Амударьи, севернее г. Чарджоу.
В случае чередования (по вертикали) стойких и податливых пород, залегающих горизонтально, возникает пластово-ступенча-тый рельеф. На склонах эрозионных форм при этих условиях образуются так называемые структурные террасы (рис. 5^).
При моноклинальном залегании чередующихся стойких и податливых пластов под воздействием избирательной денудации вырабатывается своеобразный структурно-денудационный рельеф получивший название куэстового. Куэста — грядообразная возвышенность с асимметричными склонами: пологим, совпадающим с углом падения стойкого пласта (структурный склон), и крутым, срезающим головы пластов (аструктурный склон, рис. 6).
Размеры куэстовых гряд могут сильно варьировать в зависимости от абсолютной высоты местности и глубины эрозионного рас-чления, мощности стойких и податливых пластов и углов их падения, в одних случаях —это высокие горные хребты (Скалистый
хребет северного склона Большого Кавказа), в других — небольшие гряды с относительными превышениями 10—20 м.
Весьма своеобразен рисунок и характер эрозионной сети в условиях куэстового рельефа. В зависимости от соотношения речных долин с элементами куэстового рельефа и элементами залегания пластов горных пород различают долины консеквентные и еуб» секвентные. Консеквентные долины совпадают с общим наклоном топографической поверхности и с направлением падения пластов,
Субсеквентными называют долины рек, направление которых совпадает с простиранием моноклинально залегающих пластов. Вследствие этого они перпендикулярны консеквентным долинам.
Вырабатывая продольные долины вдоль выхода пластов податливых пород и как бы соскальзывая при врезании по кровле более-стойких пластов, субсеквентные долины характеризуются четко, выраженным асимметричным поперечным профилем. На склонах долин субсеквентных рек могут возникать притоки. Долины притоков, стекающих по более длинным и пологим (структурным) склонам куэст, получили название ресеквентных; долины противоположно направленных притоков, стекающих с коротких и крутых аструктурных склонов куэст,— обсеквентных. Сочетание всех названных типов долин образует в плане четко выраженный дважды перистый рисунок речной сети, весьма характерный для куэстовых областей.
При больших углах наклона, частом чередовании стойких и податливых пластов и значительном эрозионном расчленении территории отпрепарированные моноклинальные гряды распадаются на отдельные массивчики, принимающие в плане треугольную форму и накладывающиеся друг на друга в виде черепицы. Такой рельеф И. С. Щукин называет шатровым или чешуйчатым.
Моноклинальное залегание пластов свойственно крыльям и пе-риклиналям крупных антиклинальных складок. И если в их строе-
«ии участвуют породы различной стойкости, то в результате избя-пательнойденудации возникают куэсты или моноклинальные гря-яы пространственное положение которых дает возможность судить о (Ьооме складок в плане. Своими крутыми склонами куэсты всегда обращены к ядрам антиклиналей. Сходная картина образования куэст может наблюдаться по периферии соляных куполов и в осадочном чехле лакколитов. Долинная сеть, возникающая в _таких условиях в плане имеет кольцевидный или «вилообразный» ри-
сунок.
суник.
В случае очень крутого падения пластов или вертикального их залегания образуются (в отличие от типичных куэст) симметричные гряды, вытянутые по простиранию стойких пластов. Между
грядами по простиранию податливых пластов закладывается параллельная эрозионная сеть.
Более сложный рельеф возникает на месте складчатых структур, для которых характерны частые изменения направления и угла падения пластов в зависимости от формы складок в профиле и плане я от их размеров. Характер рельефа складчатых областей во многом определяется также составом пород, смятых в складки, глубиной расчленения и длительностью воздействия экзоген-
ных сил. При этом могут возникать самые разнообразные соотношения между формами рельефа и складчатыми структурами, на которых эти формы образуются. В одних случаях наблюдается соответствие между типом геологической структуры и формой рельефа, т. е. антиклиналям (положительным геологическим структурам) соответствуют возвышенности или хребты, а синклиналям (отрицательным геологическим структурам) —понижения в рельефе. Такой рельеф получил название прямого. Однако такие формы рельефа на суше встречаются довольно редко. На территории СССР примером таких форм являются небольшие возвышенности, соответствующие брахиантиклиналыным складкам на Керченском, Таманском и (реже) Апшеронском полуостровах. Встречаются такие формы рельефа в пределах молодых складчатых гор.
Значительно чаще в складчатых областях развит так называемый обращенный или инверсионный рельеф, характеризующийся обратным соотношением между топографической поверхностью ч геологической структурой. На месте положительных геологических структур образуются отрицательные формы рельефа, и наоборот (рис. 7). Объясняется это тем, что ядра антиклиналей начинают разрушаться под действием процессов денудации раньше, чем осевые части синклиналей. Кроме того, вследствие повышенной раздробленности пород, возникающей в ядрах антиклиналей при изги-
бе пластов, разрушение их под действием внешних сил происходит интенсивнее.
Описанные выше структуры могут быть осложнены разломами, по которым блоки земной коры смещаются относительно друг друга в вертикальном или горизонтальном направлениях, оказывая существенное влияние на формирование и облик возникающего при этом рельефа. Структуры земной коры становятся еще более сложными под воздействием интрузивного и эффузивного магматизма, приводящего к возникновению самых разнообразных взаимоотношений между пластами осадочных пород и магматическими телами, непосредственно отражающимися в рельефе, или под воздействием последующих денудационных процессов (см. главу 6).
Влияние геологических структур на формирование рельефа и их отражение в рельефе от места к месту не остается одинаковым и зависит как от соотношения взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов, так и от конкретных физико-географических условий. Наиболее четко структурность рельефа проявляется на территориях, испытывающих тектонические поднятия (где превалируют процессы денудации), особенно в условиях засушливого климата.
Понимание взаимосвязей, существующих между рельефом и геологическими структурами, имеет большое научное и практическое значение. Зная, какое влияние оказывают на облик рельефа те или иные геологические структуры в сочетании с тектоническими движениями, можно воспользоваться методом от противного: по характеру рельефа судить о геологических структурах, направлении и интенсивности тектонических движений отдельных участков земной коры. Выявление глубинного строения земной коры геоморфологическими методами в последнее время получило широкое развитие в практике геолого-съемочных и геолого-поисковых работ. Особенно перспективными геоморфологические методы оказались при поисках нефтегазоносных структур, поэтому не случайно примерно 15—20 лет назад возникло новое научное направление в геоморфологии — структурная геоморфология.
Понимание взаимосвязей между геологическими структурами и рельефом позволяет не только объяснить особенности морфологии современного рельефа тех или иных участков земной поверхности, но и определить дальнейшее направление его развития, т. е. дает возможность для геоморфологического прогноза.
Взаимосвязь рельефа со структурами земной коры позволяет при геоморфологическом анализе учесть влияние не только существующих геологических структур, но и тех, которые были уничтожены действием внешних сил и которые когда-то были присущи более высоким горизонтам земной коры. Так, в природе встречаются случаи, когда, например, современные долины рек находятся в видимом противоречии с геологическими структурами, пересекают их, а не следуют направлениям простирания пластов или линиям разломов. В таких случаях невольно возникает предположение, не является ли гидрографическая сеть унаследованной от прошлого,
заложившейся в условиях иной структуры, существовавшей ранее на данной территории, т. е. не является ли она спроектированной, наложенной сверху на более глубокие горизонты земной коры с иной структурой или иной ориентировкой структурных линий. Подобные речные долины называются эпигенетическими. Благоприятными участками для эпигенетического заложения речных долин являются, например, участки платформ с тонким чехлом осадочных пород, испытывающие медленные, но устойчивые тектонические поднятия. В таких условиях реки, первоначально сформировавшие свои долины в осадочном чехле горизонтально залегающих пород, после удаления чехла в результате денудации оказываются врезанными в кристаллические породы фундамента. При этом направление течения рек может не совпадать с простиранием осей складок или линий разлома фундамента. Примером эпигенетических долин могут служить долины рек Гвианского нагорья в Южной Америке.
РЕЛЬЕФ И КЛИМАТ
Климат — один из важнейших факторов рельефообразования. Взаимоотношения между климатом и рельефом весьма разнообразны. Климат обусловливает характер и интенсивность процессов выветривания, он же определяет в значительной мере характер денудации, так как от него зависят «набор» и степень интенсивности действующих экзогенных сил. Как указывалось выше, в разных климатических условиях не остается постоянным и такое свойство горных пород, как их устойчивость по отношению к воздействию внешних сил. Поэтому в разных климатических условиях возникают разные, часто весьма специфичные формы рельефа (см. ч. III). Различия в формах наблюдаются даже в том случае, когда внешние силы воздействуют на однородные геологические структуры, сложенные литологически сходными горными породами.
Климат влияет на процессы рельефообразования как непосредственно, так и опосредствованно, через другие компоненты природной среды: гидросферу, почвенно-растительный покров и др.
Так, возникновение прибрежных пустынь Намиб (Юго-Западная Африка) и Атакамы (Южная Америка) обусловлено проходящими здесь холодными морскими течениями, существование которых у западных берегов Африки и Южной Америки является следствием общей циркуляции атмосферы. Здесь, таким образом, климат влияет на рельеф через гидросферу.
Существенное влияние на процессы рельефообразования оказы
вает растительный покров, который, кстати, сам является функ
цией климата. Так, поверхностный сток в условиях сомкнутого
растительного покрова при наличии хорошо развитой дернины или
лесной подстилки резко ослабевает или гасится совсем даже на
крутых склонах. Поверхности с разреженным растительным покро
вом или лишенные его становятся легко уязвимыми для эрозион-
2-911 33
ных процессов, а в случае сухости рыхлых продуктов выветривания — и для деятельности ветра.
Прямые и опосредствованные связи между климатом и рельефом являются причиной подчинения экзогенного рельефа в определенной степени климатической зональности. Этим он отличается от эндогенного рельефа, формирование которого не подчиняется зональности. Поэтому рельеф эндогенного происхождения называют азональным.
В начале нашего века немецкий ученый А. Пенк предпринял попытку классифицировать климаты по их рельефообразующей роли. Он выделил три основные типа климатов: 1) нивальный (лат. nivalis — снежный), 2) гумидный (богатый осадками, выпадающими в жидком виде) и 3) аридный (сухой и жаркий). Впоследствии эта классификация была дополнена и детализирована. Ниже приводится сокращенная классификация климатов по их роли в релье-фообразовании по И. С. Щукину, который различает нивальный, полярный, гумидный и аридный типы климатов.
Нивальный климат. Во все сезоны года характерны осадки в твердом виде и в количестве большем, чем их может растаять и испариться в течение короткого и холодного лета. Накопление снега приводит к образованию снежников и ледников. Основными рельефообразующими факторами в условиях нивального климата являются снег и лед в виде движущихся ледников. В местах, не покрытых снегом или льдом, интенсивно развиваются процессы физического (главным образом морозного) выветривания. Существенное влияние на рельефообразование оказывает вечная мерзлота. Нивальные климаты свойственны высоким широтам (Антарктида, Гренландия, острова Северного Ледовитого океана) и вершинным частям гор, поднимающимся выше снеговой границы.
Полярный климат, или климат областей распространения много-летнемерзлых грунтов. Для этого типа климата типичны длинная и суровая зима, короткое и прохладное лето, значительная облачность, малое количество осадков, малая интенсивность солнечной радиации. Все эти условия благоприятствуют возникновению или сохранению образовавшейся ранее (при еще более суровых климатических условиях) вечной мерзлоты. Наличие последней обусловливает ряд процессов, свойственных полярному климату и создающих ряд специфических форм мезо- и микрорельефа, описанных в гл. 17.
Одним из важнейших факторов денудации в областях распространения вечной мерзлоты является солифлюкция (лат. solum — почва, грунт; fluxus — течь)—медленное течение протаивающих переувлажненных почв и дисперсных грунтов по поверхности мерзлого основания. При низких температурах в условиях полярного климата даже летом преобладает физическое, преимущественно морозное выветривание. Полярный климат свойствен в основном зоне тундры. В континентальных условиях распространяется и на более южные ландшафтные зоны (Восточная Сибирь и др.).
Гумидный климат. В областях с гумидным климатом количест-
во выпадающих в течение года осадков больше, чем может испариться и просочиться в почву. Избыток атмосферной воды стекает или в виде мелких струек по всей поверхности склонов, вызывая плоскостную денудацию, или в виде постоянных или временных линейных "водотоков (ручьев, рек), в результате деятельности которых образуются разнообразные эрозионные формы рельефа — долины, балки, овраги и др. Эрозионные формы являются доминирующими в условиях гумидного климата. Благодаря большому количеству тепла и влаги в областях с гумидным климатом интенсивно протекают процессы химического выветривания. При наличии растворимых горных пород развиваются карстовые процессы.
На земном шаре выделяются три зоны гумидного климата: две из них располагаются в умеренных широтах Северного и Южного полушарий, третья тяготеет к экваториальному поясу.
Аридный климат. Характеризуется малым количеством осадков, большой сухостью воздуха, интенсивной испаряемостью, превышающей во много раз годовую сумму осадков, малой облачностью. Растительный покров в этих условиях оказывается сильно разреженным или отсутствует совсем, интенсивно идет физическое, преимущественно температурное выветривание.
Эрозионная деятельность в аридном климате ослаблена, и главным рельефообразующим агентом становится ветер. Сухость продуктов выветривания способствует их быстрому удалению не толь^ ко с открытых поверхностей, но и из трещин горных пород. В результате происходит препарировка более стойких пород, и, как следствие этого, в аридном климате наблюдается наиболее четкое отражение геологических структур в рельефе.
Области с аридным климатом располагаются на материках преимущественно между 20 и 30° северной и южной широты. Аридные климаты наблюдаются и за пределами названных широт, где их формирование связано с размерами и орографическими особенностями материков. Так, в пределах Восточной Азии аридная зона в Северном полушарии проникает почти до 50° с. ш.
Следует отметить, что переход от одного морфологического типа климата к другому осуществляется постепенно, вследствие чего и смена доминирующих процессов экзогенного рельефообразования происходит также постепенно.
На границе двух климатов образуются формы рельефа, характерные для обоих типов и приобретающие к тому же ряд специфических особенностей. Такие переходные зоны выделяют в особые морфологические подтипы климатов: Существованию переходных зон способствует и непостоянство границ между климатическими зонами в течение года: следуя за движением солнца, они смещаются то в сторону полюсов, то в сторону экватора.
Изучение пространственного размещения генетических типов рельефа экзогенного происхождения и сопоставление их с современными климатическими условиями соответствующих регионов показывает, что охарактеризованная выше взаимосвязь между кли-1атом и рельефом в ряде мест нарушается. Так, в северной поло-2*
вине Европы широко распространены формы рельефа, созданные деятельностью ледника, хотя в настоящее время никаких ледников здесь нет и располагается этот регион в зоне гумидного климата умеренных широт. Объясняется это «несоответствие» тем, что в недавнем прошлом (в эпохи оледенений) значительная часть Севера Европы была покрыта льдом и, следовательно, располагалась в зоне нивального климата. Здесь и сформировался сохранившийся до наших дней, но оказавшийся в несвойственных ему теперь климатических условиях рельеф ледникового происхождения. Такой рельеф получил название реликтового (лат. relictus — оставленный). Изучение этого рельефа представляет большой научный интерес. Реликтовые формы рельефа наряду с осадочными горными породами и заключенными в них остатками растительных и животных организмов дают возможность судить о палеоклиматах отдельных регионов и о положении климатических зон в те или иные этапы истории развития Земли. Сохранность реликтовых форм обусловлена тем, что рельеф меняет свой облик в связи с изменением климата значительно медленнее, чем это свойственно почвенному покрову и особенно растительному и животному миру.
Следовательно, облик экзогенного рельефа ряда регионов земной поверхности определяется не только особенностями современного климата, но и климата прошлых геологических эпох.
ЧАСТЬ II. ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ
Эндогенные процессы обусловливают различные типы тектонических движений и связанные с ними деформации земной коры. Они являются причиной землетрясений, эффузивного и интрузивного магматизма. Они же лежат в основе дифференциации вещества в недрах Земли и формирования различных типов земной коры. В совокупности эндогенные процессы не только способствуют возникновению разнообразных по морфологии и размерам форм рельефа, но во многих случаях контролируют как характер, так и интенсивность деятельности экзогенных процессов. Все это определяет исключительно важную роль эндогенных процессов в рельефообра-зовании на поверхности Земли.
ГЛАВА 5. РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Различают три типа тектонических движений: складкообразователь-ные, разрывообразовательные и вертикальные колебательные движения. Каждый из этих типов тектонических движений обусловливает различные типы деформаций земной коры, прямо или опосредствованно отражающиеся в рельефе.
СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ И ИХ ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ
Как известно, элементарными видами складок являются антиклинали и синклинали. В наиболее простом случае антиклинали и синклинали находят прямое выражение в рельефе или на их месте формируется четко выраженный инверсионный рельеф. Примеры подобного рода приведены выше (см. рис. 7). Чаще всего характер взаимоотношения складчатых структур и рельефа более сложный (рис. 8). Обусловлено это тем, что рельеф складчатых областей зависит не только от типов складок и их формы в профиле и плане. Он, как мы уже знаем, во многом определяется составом и степенью однородности пород, смятых в складки, характером, интенсивностью и длительностью воздействия внешних сил, тектоническим режимом территории. Находят отражение в рельефе размер и внутреннее строение складок. Небольшие и относительно простые по строению складки выражаются в рельефе обычно в виде невысоких компактных хребтов (Терский и Сунженский хребты
того же названия).
Складкообразование, наиболее полно проявляющееся в подвижных зонах земной коры — геосинклинальных областях, обычно сопровождается разрывными нарушениями, интрузивным и эффузивным магматизмом. Все эти процессы усложняют структуру складчатых областей и проявление складчатых структур в рельефе. Если учесть при этом разнообразие внешних факторов, воздействующих на складчатые структуры, интенсивность проявления и длительность их воздействия, станет понятным то разнообразие структурно-денудационного рельефа, которое наблюдается в пределах складчатых областей Земного шара.
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ И ИХ ПРОЯВЛЕНИЕ В РЕЛЬЕФЕ
Разрывные нарушения (дизъюнктивные дислокации) —это различные тектонические нарушения сплошности горных пород, часто сопровождающиеся перемещением разорванных частей геологических тел относительно друг друга. Простейшим видом разрывов являются единичные более или менее глубокие трещины. Наиболее крупные разрывные нарушения, распространяющиеся на большую
глубину (вплоть до верхней мантии) и имеющие значительную длину и ширину, называют глубинными разломами. Глубинные разломы фактически представляют собой более или менее широкие зоны интенсивного дробления пород. Нередко выделяют в качестве особого типа сверхглубинные разломы, которые уходят своими корнями в мантию.
Подобно, складчатым, разрывные нарушения находят прямое или опосредствованное отражение в рельефе. Так, геологически молодые сбросы или надвиги морфологически нередко выражены уступом топографической поверхности, высота которого может до известной степени характеризовать величину вертикального смещения блоков (рис. 9, А, Б). При системе сбросов (надвигов) может образоваться ступенчатый рельеф, если блоки смещены в одном направлении (рис. 9, В), или сложный горный рельеф, если блоки сместились относительно друг друга в разных направлениях. Так образуются глыбово-тектонические или сбросово-тектонические горы. С точки зрения структурных особенностей перемещенных блоков различают столовые глыбовые и складчато-глыбовые горы. Первые возникают на участках первичной поверхности, сложенной ,горизонтальными или наклонными, не смятыми в складки пластами осадочных пород. Примером таких гор может служить Столовая Юра. Широко развиты столовые глыбовые горы в Африке. Складчатые глыбовые горы возникают на месте развития древних складчатых структур. К их числу относятся Алтай, Тянь-Шань и др.
По занимаемой на земной поверхности площади глыбовые горы не уступают складчатым. Да и в пределах складчатых гор роль разрывной тектоники чрезвычайно велика. Крупные складчатые нарушения обычно сочетаются с разрывными. Обособление антиклиналей (антиклинориев) и синклиналей (синклинориев) часто сопровождается образованием ограничивающих разломов. В результате
эазуются горст-антиклинали (горст-антиклинории) или грабен-инклинали (грабен-синклинории), которые во многих случаях и
определяют внутреннюю структуру складчато-глыбовых гор. Так, упоминавшиеся выше Главный и Боковой хребты Большого Кавказа являются сложно построенными мегагорст-антиклинориями.
Особенно велика рельефообразующая роль разрывных нарушений в областях распространения древних складчатых областей, где в результате последующих тектонических движений в ряде мест сформировались глыбовые, или сбросовые, горы. Примерами рельефа такоготипа могут служить глыбовые горы Забайкалья, Большого Бассейна Северной Америки. Четко проявляется в рельефе глыбовая структура гор Центральной Европы, где такие горные массивы, как Гарц, Шварцвальд, Тюрингенский лес и др., являются типичными горстами (рис. 10).
Разумеется, не всегда структуры, обусловленные разрывными нарушениями, находят прямое отражение в рельефе. Могут быть и иные соотношения. В результате более интенсивной денудации блока, испытавшего поднятие, топографическая поверхность последнего может оказаться на одном уровне с поверхностью опущенного блока (рис. 11, А). При определенных условиях может сформироваться инверсионный рельеф: более высокое гипсометрическое положение будет занимать поверхность блока, испытавшего опускание (рис. 11, Б). Воздействием внешних сил на структуры, возникающие в результате разрывных нарушений, объясняется и то, что разные по происхождению структуры могут получить одинаковое морфологическое отражение в рельефе (рис. 11, В, Г).
Рельефообразующая роль разрывных нарушений сказывается также в том, что трещины и разломы, как наиболее податливые зоны земной коры, часто служат местами заложения эрозионных форм разных порядков. Этому способствует не только раздробленность породы вдоль зон нарушений, но и концентрация в них поверхностных и подземных вод. Эрозионные формы, заложившиеся по трещинам и разломам, принимают их направление и в плане (на картах, аэро- и космических снимках) обычно имеют ортого-
нальный характер: прямолинейные участки долин чередуются с резкими изгибами под прямыми или острыми углами.
Системы разломов могут определять очертания береговых линий морей и океанов (п-ов Сомали, Синайский п-ов и др.).
Вдоль линий разрывных нарушений часто наблюдаются выходы магматических пород, горячих и минеральных источников, различные специфические формы мезо- и микрорельефа, не свойственные окружающей территории. Иногда вдоль линий разломов располагаются цепочки вулканов. К зонам глубинных и сверхглубинных
разломов приурочены фокусы глубинных землетрясений. По регистрации фокусов таких землетрясений удалось установить, что некоторые сверхглубинные разломы проникают в недра Земли на 500—700 км, пронизывают земную кору и верхнюю мантию и берут начало где-то в нижней мантии. Выходы некоторых сверхглубинных разломов на поверхность Земли выражены в рельефе глубоководными желобами — своеобразными формами рельефа, к которым приурочены максимальные глубины океанов.
Велика рельефообразующая роль разломной тектоники в пределах так называемых рифтовых зон, или рифтогенов, где с нею связано образование узких, резко выраженных отрицательных форм рельефа — рифтовых долин. Примерами их могут быть рифтовые долины сводовых частей срединно-океанических хребтов, рифтовая впадина Мертвого моря в Передней Азии и др.
Следовательно, разрывные нарушения оказывают весьма существенное воздействие на формирование и морфологию рельефа, причем степень этого воздействия во многом определяется текто-
нической активностью в настоящее время или активностью недавнего геологического прошлого.
Причиной складчатых и разрывных нарушений являются вертикальные движения земной коры. О роли горизонтальных движений в эндогенных процессах и формировании рельефа ни среди тектонистов, ни среди геоморфологов единого мнения нет. Многие тектонисты считают, что горизонтальные движения земной коры имеют огромное значение. Они обусловливают перемещение материковых массивов и являются причиной образования целых океанов, таких, как Атлантический или Индийский. Наиболее полное отражение это направление в тектонике получило в учении Веге-нера о горизонтальном перемещении материков, а в последнее время — в новой гипотезе «глобальной тектоники», или «тектоники плит», рассматривающей образование всех океанов как результат горизонтального раздвижения крупнейших плит литосферы.
Некоторые исследователи полагакпучто горизонтальные движения земной коры не следует переоценивать, хотя они, несомненно, существуют. Даже в таких процессах, как образование взбросов и надвигов, имеют место горизонтальные движения. Смещения блоков земной коры по отношению друг к другу в горизонтальном направлении в более крупных масштабах называются сдвигами. При складчатых нарушениях горизонтальные движения вызывают образование лежачих и опрокинутых складок. Ряд исследователей полагает, что возможны очень крупные горизонтальные пликатив-ные дислокации, при которых массы земной коры перемещаются в горизонтальном направлении на десятки и даже сотни километров. Возникают огромные лежачие складки. При этом более молодые в геологическом отношении породы могут оказаться погребенными под складчатой серией более древних, перемещенных пород. Такие огромные лежачие складки называют шарьяжами. Большинство ученых, изучающих структуру Альп, полагают, что в их строении шарьяжам принадлежит важнейшее место.
Горизонтальные движения земной коры происходят при образовании горстов, грабенов, рифтов. Известно, например, что впадина Красного моря, представляющая собой гигантский молодой грабен-рифт, расширяется, ее борта смещаются в разные стороны относительно осевой линии рифта на несколько миллиметров в год..
Имеются также сведения о том, что во время катастрофического чилийского землетрясения в 1960 г. отмечалось смещение края суши относительно твердых геодезических точек на 16 м в западном направлении. В последующие годы произошло обратное смещение края суши.
Крупные горизонтальные перемещения земной коры отмечаются на дне океанов, там, где срединно-океанические хребты пересе-* каются глубинными океаническими разломами. Смещения достигают нескольких сотен километров. Все эти явления более подробно рассмотрены ниже, в обзоре планетарных форм рельефа.
Таким образом, горизонтальные движения земной коры несомненно существуют и они заметно проявляются в рельефе Земли.
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ КОЛЕБАТЕЛЬНЫХ ДВИЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ
« |
Кроме складкообразовательных и разрывообразовательных движений выделяют также колебательные, или эпейрогенетические, движения, под которыми понимают постоянные и повсеместные вертикальные движения земной коры различного знака, разных масштабов, различные по площадному распространению, скоростям и амплитудам, не создающие складчатых структур.
Рельефообразующая роль тектонических движений этого типа огромна. Они участвуют в образовании форм рельефа самого разного масштаба. Так, вертикальные тектонические движения самого высшего порядка охватывают огромные площади, не считаясь с границами крупнейших структур земной коры — геосинклиналей и платформ. Они лежат в основе формирования наиболее крупных, планетарных форм рельефа земной поверхности.
Вертикальные движения второго порядка образуют антеклизы и синеклизы в пределах платформ, поднятия и прогибы —в геосинклинальных областях. Эти крупные структуры находят отражение в рельефе в виде мега- и макроформ рельефа. Например, Прикаспийская низменность соответствует прикаспийской синеклизе, Волыно-Подольская возвышенность — украинскому щиту, Большой Кавказ — одному из мегантиклинориев альпийской складчатой зоны и т. д.
Вертикальные движения третьего порядка лежат в основе формирования рельефа складчато-глыбовых и столово-глыбовых гор.
Вертикальная составляющая тектонических движений всегда присутствует и большей частью превалирует при образовании сбросов, надвигов, грабенов и горстов, а следовательно, и соответствующих этим структурам форм рельефа. По мнению ряда ученых, именно вертикальные движения являются первопричиной складкообразовательных движений. Если в целом это положение спорно, то образование ряда типов складок под влиянием вертикальных тектонических движений, по-видимому, справедливо. Например, складки, образованные при поднятии блоков земной коры за счет неравномерного давления снизу; гравитационные складки, возникающие на склонах тектонических поднятий, и некоторые другие.
Рельефообразующая роль вертикальных тектонических движений высшего порядка заключается также в том, что они контролируют распределение площадей, занятых сушей и морем (обусловливают морские трансгрессии и регрессии), определяют конфигурацию материков и океанов.
Распределение площадей, занятых сушей и морем, а также конфигурация материков и океанов, как известно, являются первопричиной изменения климата на поверхности Земли. Следовательно, вертикальные движения оказывают не только прямое воздействие на рельеф, но и опосредствованное, через климат, о влиянии которого на рельеф говорилось выше (гл. 4).
РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩАЯ РОЛЬ НОВЕЙШИХ /
ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ
В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов тектонических движений, безотносительно ко времени проявления этих движений.
В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхожде-
ния принадлежит так называемым новейшим тектоническим движениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом достаточно убедительно свидетельствует, например, сопоставление гипсометрической карты СССР и карты новейших тектонических движений (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикальными положительными тектоническими движениями в рельефе соответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина,
значительная часть Западно-Сибирской низменности, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.
Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-чет-вертичногй возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Тура^ской низменности, Северо-Сибирская низменность, Колымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущественно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.
Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектониче
ских движений проявилась прежде всего в деформации топографи
ческой поверхности, в создании положительных и отрицательных
форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографи
ческой поверхности новейшие тектонические движения контроли- ,
руют расположение на поверхности Земли областей сноса и акку
муляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денуда
ционного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость,
амплитуда и контрастность новейших движений существенным
образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процес
сов и также находят отражение в морфологии и морфометрии
рельефа. '
Выражение в современном рельефе структур, созданных неотектоническими движениями, зависит от типа и характера неотектонических движений, литологии деформируемых толщ и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф, на месте третьих — различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур. Крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.
Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектоническим структурам, получили название морфоструктур. В настоящее время нет единого толкования термина «морфоструктура» ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответствия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследователи понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структуры, другие — только прямой рельеф. Точка зрения последних, пожалуй, более правильна. Морфоструктурами мы будем называть формы рельефа разного масштаба, морфологический облик которых в значительной степени соответствует типам создавших их геологических структур.
Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера: и колебательные, и складкообразовательные, и разрьгвообразовательные. 1ак например, в настоящее время поднятие испытывают территория Фенноскандии и значительная часть территории Северной
Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий
этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии они состав
ляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVII/в. на бе
регах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем
на 1,5—2,0 м). /
Берега Северного моря в пределах Голландии и соседних с нею
областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для
защиты территории от наступания моря. /
Интенсивные тектонические движения испытывают области альпийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы за неоген-четвертичное время поднялись на 3—4 км, Кавказ и Гималаи только за четвертичное время поднялись на 2—3 км, а Памир на 5 км. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Куро-Арак-синская низменность испытывает интенсивное погружение. Свидетельством существующих здесь разнонаправленных движений служит положение береговых линий древних морей, предшественников современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей — позднебанинского, уровень которого располагался на абсолютной высоте 10—12 м, в настоящее время прослеживаются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках +200— 300 м, а в пределах Куро-Араксинской низменности вскрыты скважинами на абсолютных отметках минус 250—300 м. Интенсивные тектонические движения наблюдаются в пределах срединно-океа-нпческих хребтов.
О проявлении неотектонических движений можно судить по многочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим признакам. Приведем некоторые из них: а) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения климата; б) деформации морских и речных террас и древних поверхностей денудационного выравнивания; в) глубоко погруженные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; г) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя объяснить эвста-тическими колебаниями 1 уровня Мирового океана или другими , причинами; д) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее пути тектонического повышения— антиклинальной складки или блока (рис. 13).
О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические поднятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины
1 Эвстатические колебания — медленные изменения уровня Мирового океана, происходящие одновременно и с одинаковым знаком на всей площади океана за счет возрастания или сокращения поступления воды в океан.
эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабильными втектоническом отношении или испытывающими погружение. Меняется на таких участках и морфологический облик эрозионных оворм: долины обычно становятся уже, склоны круче, наблюдаются, изменение продольного профиля рек и резкие изменения направления их течения в плане, не объяснимые другими причинами и т.
чипами, i-i i.i^,.
Таким образом, существует тесная связь Уежду характером и интенсивностью новейших тектонических движений и морфологией рельефа. Эта связь позволяет широко использовать геоморфологические методы при изучении неотектонических движений и геологической структуры земной коры.
Кроме новейших тектонических движений, различают так называемые современные движения, под которыми, согласно В. Е. Хаину, понимают движе-ия, проявившиеся ,в историче-кое время и проявляющиеся
■сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологичеакие данные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений диктуют настоятельную необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений— каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.
ГЛАВА 6. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ
Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефо-образовании. Это относится и к интрузивному и к эффузивному магматизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом, могут быть как результатом непосредственного влияния магматических тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием лрепари-ровки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоминалось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные породы.
Батолиты чаще .всего приурочены к осевым частям антиклино-риев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, поверхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных 'экзогенных агентов в зависимости от конкретных физико-географических условий.
Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территории
СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хреб
та в Средней Азии (рис. 14), крупный массив в Конгуро-Алагезском
хребте в Закавказье. /
Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выражаются в рельефе положительными формами в виде куполов или «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа
(рис. 15) в районе г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Железная, Змеиная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).
От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жило-подобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещающие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопадающие тела,'напоминающие разрушающиеся стены (рис. 16, Б—Б).
Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 16, Л—Л). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации '.
1 Швед, troppar — ступени лестницы. 48
Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражений в рельефе.
Четкое ^отражение в рельефе, находят образования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф. Вулканизм — объект исследования ^специальной геологической .науки — вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.
В зависимое™ от характера выводных отверстий различают извержения площадные, линейные и центральные. Площадные извержения привели к образованию обширных по площади лавовых пла-
то. Наиболее известные из них — лавовые плато Британской Колумбии и Декана (Индия). Сплошным покровом обширные пространства земной поверхности излившиеся массы могут покрывать и при трещинном вулканизме.
В современную геологическую эпоху наиболее распространенным видом вулканической деятельности является центральный тип извержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересечении двух или нескольких разломов. Поступление магмы происходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отлагаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относительно выхода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над центром извержения возвышается более или менее значительная аккумулятивная форма — собственно вулкан (рис. 17).
В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии — эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом- В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную форму рельефа — кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала ' происходит по периферии этой отрицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вулка-На> а также характера накопления продуктов извержения выделя-Ют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.
Пирокластический материал — общее название обломочного материала, об-Разующегося при извержении вулканов.
Маар— отрицательная форма рельефа, обычно воронкообразная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканического взрыва. По краям такого углубления почти нет никакихвулканических накоплений. Все известные в настоящее вре-дая маары — не действующие, реликтовые образования. Большое числомааров описано в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажногоклимата заполняется водой ипревращается в озера. Размера*мааров — от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине ют 60 до 400 м.
Кратеры взрыва, у которых в результате длительной денудации уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата, называют трубками взрыва. Древние трубки взрыва в ряде случаев оказываются заполненными ультраосновной магматической породой — кимберлитом. Кимберлит — алмазоносная порода, и подавляющее большинство месторождений алмазов (в Южной Африке, в Бразилии, в Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.
Морфология аккумулятивных вулканических образований в большой мере зависит от состава эффузивных продуктов.
Экструзивные купола — вулканы, образующиеся лри поступлении на поверхность кислой лавы, например, липаритового состава. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости неспособна растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается не-
посредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковой
коркой, принимает форму купола с характернойконцентрической
структурой* Размеры таких куполов — до нескольких километров
в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола из
вестны в Центральном Французском массиве, в Армении и других
местах.
Щитовые вулканы образуются при извержении центрального типа втех случаях, когда извергается жидкая и подвижная базальтовая лава, способная -растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг «а друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами — порядка 6—8 градусов, редко больше. В некоторых случаях вокруг кратера образуется лишь узкий кольцевой вал с более крутыми склонами. Возникновение таких валов связывают с лавовыми фонтанами, которые набрасывают шлак на край кратера.
Щитовые вулканы очень характерны для вулканического ландшафта Исландии.Они здесь небольших размеров, потухшие. Примером щитового вулкана может служить гора Дингья. Основание ее около 6 км в поперечнике, относительная высота — порядка 500 м, поперечник кратера — около 500 м. Для геологического разреза «вулкана характерна слоистость, обусловленная многократностью излияний лавы.
Другой областью, для которой щитовые вулканы особенно характерны, являются Гавайи. Гавайские вулканы гораздо крупнее исландских. Самый крупный из Гавайских островов — о. Гавайи — состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щитового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170м. Несмотря на столь громадные размеры, склоны этих гор очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превышает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, а с высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершины вулканов имеют вид лавового плато, посредине которого располагается гигантский кратер, имеющий вид лавового озера.
Наряду с вулканами, выбрасывающими только жидкую лаву, есть такие, которые извергают только твердый обломочный материал — пепел, песок, вулканические бомбы, лапилли. Это так называемые шлаковые вулканы. Они образуются при условии, если лава перенасыщена газами и ее выделение сопровождается взрывами, во время которых лава распыляется, ее брызги быстро отвердевают. В отличие от лавовых конусов крутизна склонов шлаковых вулканов до 45°, т. е. близка к крутизне естественного откоса. Склоны тем круче, че.м грубее материал, который их слагает.
Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных стратовулканов, мелкие формы нередко образуются прямо на лавовых потоках. Рост таких конусов может происходить очень быстро. Так, шлаковый конус Монте-Нуова (Италия, окрестности Неаполя) возник в течение нескольких дней буквально на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м.
Самые крупные вулканические постройки — стратовулканы. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и/лои пиро-кластического материала. Многие стратовулканы имеют/ почти правильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке, Попокатепетль в Мексике и др. (см. рис. 17). Среди этих образований нередки горы высотой 3— 4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы несут на своих вершинах вечные снега и ледники.
Как уже упоминалось, у большинства вулканов на вершине располагается воронкообразное углубление, через которое и осуществляется выброс вулканических продуктов, — кратер. У крупных вулканов может быть несколько кратеров, причем некоторые могут образоваться и на склоне. Их называют паразитирующими кратерами. Дно кратера в периоды между извержениями бывает/ заполнено застывшей лавой и нагромождениями глыб горных пород, свалившихся с его стен. Максимальных размеров кратеры достигают у вулканов гавайского типа- Например, диаметр кратера Мауна-Лоа
2440 м.
У многих потухших или временно недействующих вулканов
кратеры заняты озерами.
У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, причем современные кратеры нередко располагаются внутри кальдеры. Известны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извержения, всегда очень крутые. Образование кальдер связано с разрушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальдера имеет провальное происхождение. У потухших вулканов расширение кальдеры может быть связано также с деятельностью
экзогенных агентов.
Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых кратеров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успевает застыть и потерять подвижность еще в верхней части склона. При очень 'большой вязкости она может затвердеть в жерле, образовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец», как это было, например, при извержении вулкана Пеле на Мартинике в 1902 г. Обычно лавовый поток имеет вид сплюснутого вала, протягивающегося вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием у своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные потоки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вулкану равнине или плато, или же в пределах .плоского дна кальдеры. Базальтовые потоки длиной в 60—70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.
Значительно менее развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще для вулканов, выбрасывающих продукты кислого
или среднего состава, гораздо большую часть по объему составляет пирокластический, а не лавовый материал.
Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость — лавовый грот, или лавовая пещера. При о'брушении свода пещеры он превращается в отрицательную поверхностную форму рельефа — лавовый желоб. Желоба очень характерны для вулканических ландшафтов Камчатки.
Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный микрорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа поверхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишкообразная лава. Глыбовые лавовые потоки представляют собой хаотическое нагромождение угловатых или оплавленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в составе лав и при сравнительно низкой температуре потока. Кишкообразные лавы отличаются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых складок, в целом действительно напоминающих «груды гигантских кишок или связки скрученных канатов» (И. С. Щукин). Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содержанием летучих компонентов.
Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока происходит нагромождение шлака в виде конуса. Такие формы получили название горнито. Иногда они имеют вид стол'бов высотой до нескольких метров. При более спокойном и длительном выделении газов и» трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд продуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсируется, и вокруг места выхода газов образуются кратерообразные возвышения, сложенные продуктами конденсации.
При трещинных и площадных излияниях лав обширные пространства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подавляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрессии,, рассекающей остров с юго-запада на северо-восток (так называемый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лавовые покровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулканизм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии. Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигают 10—12 куб. км. Грандиозные площадные излияния происходили в недавнем прошлом в Британской Колумбии,, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозрастные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так,, лавовое плато Колумбии имеет площадь более 500 тыс. квадратных километров, а мощность слагающих его лав достигает 1100—■
– Конец работы –
Эта тема принадлежит разделу:
ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ... Допущено Министерством высшего и среднего... специального образования СССР в качестве учебного...
Если Вам нужно дополнительный материал на эту тему, или Вы не нашли то, что искали, рекомендуем воспользоваться поиском по нашей базе работ: РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Если этот материал оказался полезным ля Вас, Вы можете сохранить его на свою страничку в социальных сетях:
Твитнуть |
Новости и инфо для студентов