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 происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим

Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории СССР (по Н. И. Николаеву, значительно упрощена): / — области весьма слабо выраженных положительных движений; 2—области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 — области интенсивных сводовых поднятия; 4 — области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 — области интенсивных линейных поднятий с большими (о) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 — области намечающихся (а) и преобладающих (б) опуска­ний; 7—граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); в —граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 — граница распространения действующих

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-чет­вертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской 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 тектониче­ских движений проявилась прежде всего в деформации топографи­ческой поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографи­ческой поверхности новейшие тектонические движения контроли­руют расположение на поверхности Земли областей сноса и акку­муляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денуда­ционного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процес­сов 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 разрывообразовательные. Так, 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 состав­ляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на бе­регах 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-Араксинская 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 — позднебакинского, 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-океанических 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 эвстатическими колебаниями¹ 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

эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабиль­ными в тектоническом отношении или испытывающими погруже­ние. Меняется на таких участках и морфологический облик эро­зионных форм: 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. д. Таким образом, существует тесная связь между 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.

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.

Кроме новейших тектониче­ских движений, различают так называемые современные дви­жения, под которыми, согласно

В. Е. Хаину, понимают движе­ния, проявившиеся в историче­ское время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические 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 рельефообразовании. 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 препарировки 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 зависимости от конкретных физико-географических условий.

Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территории СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хреб­та 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 «ли «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа

Рис. 15. Лакколиты Минеральных Вод, Северный Кавказ (рис. Н. П. Костенко)

(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 жилоподобные 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. 16,5—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 формации¹.

Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение 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 зависимости от характера выводных отверстий различают из­вержения площадные, линейные и центральные. Площадные извер­жения привели к образованию обширных по площади лавовых, плато. Наиболее известные из них — лавовые плато Британской Ко­лумбии и Декана (Индия).

Рис. 16. Отпрепарированные интру­зивные тела: А—А — пластован ин­трузия (силл); Б—Б секущая жила (дайка)

Швед, troppar — ступени лестницы.

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 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 в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров -от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканические конусы. Хорошо видны кратеры и барранкосы на склонах

¹ Пирокластический материал — общее название обломочного материала, об­разующегося при извержении вулканов.

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 .при 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 непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковойкоркой, принимает форму купола с характерной концентрической
структурой. Размеры таких куполов — До нескольких километров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола из­вестны в Центральном Французском массиве, в Армении и других местах.

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 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 4170 м. Несмотря на столь громадные размеры, склоны этих гор очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превы­шает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, ас 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, чем 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 слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти пра­вильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая солки 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 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: 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 столбов 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 «а 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—

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 на 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 образующиеся 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. Шарры, 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 Йелоустонском 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. Не­редко отдельности представляют собой многогранные столбы, ко­торые очень эффектно 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 первую очередь разрушаются накопления пирокластического материа­ла. Более стойкие лавовые и другие магматические образования

подвергаются препарировке 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 мез (в единственном числе — меза).

Рис. 18. Инверсия рельефа в вулканическом ландшафте. На заднем пла­не первичное положение потока лавы в долине; передний план — тот же лавовый поток отпрепарированный (по Дэвису)

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, обрамляющим 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.

ГЛАВА 7. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

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 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 некото<