Вулканические формы рельефа.

МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефообразовании. Это относится и к интрузивному, и к эффузивному магматизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным влияния магматических тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием препарирования 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 антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, поверхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных агентов в конкретных физико-географических условиях.

Примерами довольно крупных гранитных батолитов могут служить массив в западной части Зеравшанского хребта в Средней Азии, крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выражаются в рельефе положительными формами в виде куполов.

Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа 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 жилоподобные ответвления — апофизы. Они секут вмещающие породы в разных направлениях. Отпрепарированные несогласные интрузивы — дайки — на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопадающие тела, напоминающие разрушающиеся стены.

Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах.

Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации(От швед, trapp — лестница.). Как говорилось выше, магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе. Четкое отражение в рельефе находят образования, связанные с деятельностью вулканизма, который создает своеобразный рельеф. Вулканизм — объект исследования специальной геологической науки — вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.

В зависимости от характера выводных отверстий расплавленного вещества различают извержения площадные, линейные и центральные. Площадные извержения привели к образованию обширных лавовых плато. Наиболее известные из них — лавовые излияния на Колумбийском плато (Северная Америка) и плоскогорье Декан (п-ов Индостан). Сплошным покровом могут быть заняты обширные пространства земной поверхности в результате излияния лавы и при трещинном вулканизме (Исландия).

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 аккумулятивная форма — собственно вулкан.

В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии: эксплозивную, т.е. взрывную, и эруптивную, т.е. 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(Пирокластинеский материал — общее название обломочного материала, образующегося при извержении вулканов) происходит по периферии этой отрицательной формы. В зависимости от стадии деятельности

вулкана, а также характера накопления продуктов извержения выделяют

несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные

купола, щитовые вулканы, стратовулканы.

Маар — отрицательная форма рельефа, обычно воронкообразная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканического взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вулканических накоплений. Все известные в настоящее время маары — не действующие, реликтовые образования. Большое число мааров описано по области Эйфель (ФРГ) и Центральному массиву (Франция). Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров изменяются от 200 м до 3, 5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м.

Трубки взрыва (диатремы) — трубкообразные каналы, образующиеся при прорыве газов через пласты земной коры, до 1 км в поперечнике. Часто древние трубки взрыва оказываются заполненными ультраосновной магматической породой — кимберлитом.

8—10% выходов на поверхность кимберлитов являются алмазоносными. Поэтому большинство месторождений алмазов (в Южной Африке, Бразилии, Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.

Морфология аккумулятивных вулканических образований зависит от состава эффузивных продуктов.

Экструзивные купола — вулканы, образующиеся при поступлении на поверхность кислой лавы. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости не способна растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковой коркой, принимает форму купола с характерной концентрической структурой. Размеры таких куполов достигают нескольких километров в поперечнике, но не превышают 500 м в высоту. Экструзивные купола известны в Центральном массиве (Франция), в Армении и др.

Щитовые вулканы образуются при извержении центрального типа в тех случаях, когда извергается жидкая и подвижная базальтовая лава, способная растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг на друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами (порядка 6—8°, 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 Щитовые вулканы очень характерны для вулканического

ландшафта Исландии. Здесь они потухшие, небольших размеров.

Примером щитового вулкана может служить гора Дингья с основанием около 6 км в поперечнике, относительной высотой порядка 500 м, с кратером в поперечнике 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 — Гавайи — состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щитового типа. Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Его основание расположено на глубине около 5000 м.

Следовательно, общая высота вулкана более 9000 м. Это самый большой по объему слагающего его материала вулкан на земном шаре. Несмотря на столь громадные размеры, склоны гавайских вулканов очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превышает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, а с высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершина вулкана имеет вид лавового плато, посредине которого располагается гигантский кратер в виде

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 достигает 45°.

Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных вулканов, мелкие формы нередко образуются прямо на лавовых потоках. Рост таких конусов может происходить очень быстро. Так, шлаковый конус Монте-Нуова (Италия, окрестности Неаполя) сформировался в течение нескольких дней на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м.

Широко распространены на суше так называемые стратовулканы, в строении которых участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти правильную коническую форму: Фудзияма (Япония), Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке (Россия), Попокатепетль (Мексика) и др. Среди этих образований нередки горы высотой 3—4 км, некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы на вершинах покрыты вечными снегами и ледниками. 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, которые образуются на склонах, — паразитирующие кратеры. 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 более 2400 м. У потухших

или временно недействующих вулканов кратеры бывают заполнены 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, обращенные к центру извержения,

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. Текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая (кислая) лава успевает застыть и потерять подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, образуя гигантский лавовый столб или лавовый палец, как это было, например, при извержении вулкана Пеле на о. Мартинике в 1902 г. Лавовый

поток обычно имеет вид сплюснутого вала, протягивающегося вниз по склону, с четко выраженным вздутием у окончания.

Базальтовые лавы могут образовывать длинные потоки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров, прекращая свое движение на прилегающей к вулкану равнине или плато. Базальтовые потоки длиной 60—70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.

Значительно меньше развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще у вулканов, выбрасывающих продукты кислого или среднего состава, большая по объему часть извержений представлена пирокластическим, а не лавовым материалом. 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 обрушении 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: 1) глыбовый микрорельеф, 2) кишкообразная лава. Первый представляет собой хаотичное 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 образуются нагромождения шлака в виде конусов. Такие формы рельефа получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров.

При более спокойном и длительном выделении газов из трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы (от лат. fumare — дымиться). Ряд продуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсируется, и вокруг места выхода газов образуются конусообразные возвышения, сложенные продуктами конденсации.

При трещинных и площадных излияниях обширные пространства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия, где 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, достигает 10—12 км3. Грандиозные площадные излияния происходили в недавнем прошлом в бассейне р. 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, площадь Колумбийского лавового плато более 500 тыс. км2, а мощность слагающих его лав 1100—1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествующего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В настоящее время высота плато варьирует 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 вызвать перестройку речной сети. 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 вызывают образование дефицита масс в недрах Земли.

Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. Например, перед извержением вулкана Усу на о. 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. Так, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте глубины моря достигают 270 м.

Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны — цунами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, погибли десятки тысяч жителей. Другой пример — извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Катмай 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. Образующиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо специфических особенностей, поэтому они специально не рассматриваются. Флювиальные формы вулканических районов своеобразны.

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 (барранко) — глубокие эрозионные борозды,

радиально расходящиеся от вершины вулкана.

Барранкосы часто наследуют борозды, пропаханные в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами.

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 вулкана Баток (о. Ява) озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, возникающих при перегораживании рек лавовыми потоками. 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.

Среди вулканогенных образований часто встречаются так называемые лахары, т.е. грязевые потоки, возникающие при смешении вулканического материала с водами кратерных озер, дождевой водой или водой, образовавшейся в результате таяния льда или снега на склонах вулканов. Лахары могут быть горячими, образованными горячим пирокластическим материалом, и холодными, источником которых служит рыхлый вулканический материал, не связанный непосредственно с извержением. Объем лахаровых образований может достигать нескольких тысяч кубических километров.

Для многих вулканических областей характерны выходы напорных горячих вод — гейзеров. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при их охлаждении. Поэтому места выходов горячих источников бывают окружены натечными террасами зачастую причудливой формы.

Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Йеллоустонском национальном парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Последние нередко представляют собой многогранные столбы, которые очень эффектно выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный

полигональный микрорельеф. Лавовые пространства, разбитые системой

полигонов — шестиугольников или пятиугольников, получили

название мостовых гигантов.

При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического материала. Более стойкие лавовые и другие магматические образования подвергаются препарированию экзогенными агентами.

Характерными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).

Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация могут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга.

Такие останцовые формы получили название мес (от исп. mesa — букв. стол).

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. 21).

Вулканический рельеф широко распространен на 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 3000 подводных вулканов.

Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к определенным зонам. Одна из таких зон имеет в основном меридиональное направление и протягивается вдоль западных побережий Северной и Южной Америки. Другая — имеет широтное простирание. Она охватывает районы,

прилегающие к Средиземному морю, и далее тянется 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, обрамляющим окраины Тихого океана, прилегающие 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 океанах встречаются вулканы, приуроченные как к современным рифтовым зонам, так и внутриплитные, часть из которых связана с " горячими точками", или " плюмами". Внутриплитных океанических активных вулканов не очень много. Наиболее известные — Гавайские вулканы в центре Тихого океана. В Атлантическом океане к таковым относятся вулканические острова Зеленого Мыса, Канарские, Мадейра, Св. Елены и другие,

расположенные в стороне от Срединно-Атлантического хребта.

Современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосферных плит, а также плюмами — поднимающимися нагретыми мантийными струями.

О широком развитии вулканических процессов в Мировом

океане свидетельствует огромное количество подводных вулканических гор, вулканических хребтов и других крупных вулканических сооружений, по морфологии сходных с вулканическими образованиями суши. Встречаются (главным образом в Тихом океане) изолированные плосковершинные подводные вулканические горы — гайоты. Одни исследователи считают, что вершины гайотов срезаны абразией при более низком стоянии уровня океана.

Другие связывают образование гайотов с погружением древних вулканических островов, вершины которых подверглись абразии

во время их нахождения у поверхности океана. Расположение плоских вершин гайотов на глубинах от 200 до 2500 м свидетельствует в пользу гипотезы о погружении дна океана.

По геофизическим данным и данным бурения, вулканическими являются подводные основания океанических коралловых островов, а также широко распространенные формы холмистого рельефа дна океана, так называемые абиссальные холмы вулканического происхождения. Все это подтверждает мнение о широком развитии вулканических процессов в пределах Мирового океана.

33. Роль землетрясений в рельефообразовании.

Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения имеют заметное рельефообразующее значение. Геоморфологическая роль землетрясений 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 (A948) на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин. 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 до 1 м. Во время Беловодского (Киргизия) землетрясения( A885) в результате вертикального смещения по трещинам блоков земной коры образовались уступы высотой до 2, 5 м. При землетрясении в Португалии (A775) набережная Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Во время землетрясения в Японии (A923) одна часть залива Сагами (к югу от 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( A957), в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2, 7 км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, ширина зияющих трещин достигла 20 м, а местами

60 м. В результате землетрясения в Прибайкалье (A862)

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 (A887) между двумя сбросами образовались

холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, длина одного из них 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовавшимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на поверхность песок и глину. В результате возникли небольшие насыпные конусы высотой 1—1, 5 м, напоминающие

миниатюрные грязевые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются

деформации типа складчатых нарушений. Во время землетрясения в Японии (A891) 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 A949) произошли крупные обвалы и осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью

погребенным под оползневым телом, мощность которого 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, вследствие чего выше плотины возникло Сарезское озеро площадью более 80 тыс. км2 и глубиной 505 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

подножия мощные осыпные шлейфы. В результате Алма-Атинского

землетрясения (A911) на северном склоне Заилийского Алатау

оползневые и оплывные тела заняли площадь более 400 км2.

Рыхлый материал, накопившийся у подножия склонов гор, в

долинах рек и временных водотоков в результате описанных

выше процессов, может служить источником для возникновения грязевых или грязекаменных потоков —- 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 и исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (A902) в долине р. Карадарьи образовались грязевые вулканы.

Определенную рельефообразующую роль играют и 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 вызывают образование гигантских морских волн — цунами.

Обрушиваясь на берег, цунами 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 Восточно-Африканской системы разломов и некоторые другие территории.

Если сравнить карты распространения вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены преимущественно 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 сделать вывод, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.

Распределение эпицентров землетрясений, концентрирующихся

в виде полос, послужило основанием для выделения литосферных плит и проведения границ между ними.

34. Строение земной коры и планетарные формы рельфа.

Выше упоминались формы мега-, макро- и мезорельефа, образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов. 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. Различают континентальный и океанический типы земной коры.

Континентальная (материковая) земная кора характеризуется большой мощностью — в среднем 40 км, местами достигая 75 км. Она состоит из трех " слоев". Сверху залегает осадочный слой, образованный осадочными породами различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля (на щитах) до 25 км (в глубоких впадинах, например, Прикаспийской). Ниже залегает " гранитный"

(гранитно-метаморфический) слой, состоящий главным образом из кислых

пород, по составу близких к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отмечается под молодыми высокими горами, где она достигает 30 км и более. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя уменьшается до 15—20 км. Под гранитным слоем залегает третий, " 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. Третий слой мощностью 10—30 км сложен сильно

метаморфизованными породами преимущественно основного состава. Поэтому его еще называют гранулито-базитовым. Кора океанического типа резко отличается от континентальной. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощностью от нескольких сотен метров (в глубоководных

котловинах) до 15 км (вблизи континентов) залегает второй слой,

сложенный подушечными лавами с тонкими прослоями осадочных

пород. Нижняя часть второго слоя сложена своеобразным комплексом параллельных даек базальтового состава. Третий слой океанической коры мощностью 4—7 км представлен кристаллическими магматическими породами преимущественно основного состава (габбро). Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры являются ее 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 видно, что окраинные геосинклинальные области обычно состоят из трех основных элементов — котловин глубоководных окраинных 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 толщины осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сложены корой, близкой по строению к континентальной. Характерными особенностями переходных областей являются 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 срединно-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 слоем пород, в котором упругие волны распространяются со скоростями 7, 3—7, 8 км/с, т.е. намного большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем в мантии. Полагают, что здесь происходит смешение вещества коры и мантии.

Это мнение в 1974 г. получило дополнительное подтверждение в результате глубоководного бурения, проведенного на Срединно-Атлантическом хребте.

Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответствуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 23).

Континентальному типу земной коры соответствуют континенты

{материки). Они образуют основные массивы суши. Значительные

площади материков затоплены водами океанов. Эти части материков получили название подводной окраины материков. В геофизическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой, и кора континентального 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 они будут именоваться переходными зонами. Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе планетарной системе срединно-океанических хребтов. Каждая планетарная форма рельефа характеризуется

⇐ Предыдущая 1 2 3 456 7 8 9 10 Следующая ⇒