Дефляционные и аккумулятивные формы рельефа в пустынях.

При воздействии ветра на скопления рыхлого материала и вы­носа его за пределы первоначального залегания образуются деф­ляционные котловины, или котловины выдувания,— вытянутые, отрицательные формы рельефа, обычно длиной в несколько десят­ков или сотен метров, ориентированные в направлении действия ветра (рис. 90). Иногда формы выдувания имеют вид борозд, на­зываемых ярдангами. Они возникают либо при полосчатом рас­пространении подверженных дефляции пород, либо при развева­нии песков вдоль дорог и других искусственных образований, имеющих вытянутую форму.

В ряде случаев в процессе дефляции, действующей в комплек­се с другими денудационными процессами, образуются впадины гигантских размеров.

Дефляция играет важную роль в развитии солончаков — харак­терных для пустынь природных образований, связанных с капил­лярным поднятием соленых грунтовых вод в поверхностные и при­поверхностные грунты под воздействием интенсивного испарения. В других случаях засоление грунта и образование солончаков обусловливается геологическими и гидрогеологическими особен­ностями местности, например, выходами соленых подземных вод в зонах тектонических разломов. Подробнее об этом сказано нес­колько позже, при рассмотрении такого характерного элемента морфологии многих пустынь, как бессточные впадины.

Один из очень вредных процессов дефляции — ветровая эрозия почв. Она возникает при небрежной обработке сельскохозяйствен­ных земель. Если сельскохозяйственные пахотные земли эксплуати­руются без должной заботы о сохранении их структуры и плодоро­дия, гумусовый слой почвы теряет структурность (комковатость) и легко развевается под действием ветра. Ветровая эрозия еже­годно наносит огромные убытки странам, где она имеет место. Количество выдуваемой почвы, по Н. Н. Сус, может достигать грандиозных размеров — до 125 т/га.На поверхности песчаных накоплений при неравномерном раз­вевании и ветрах переменных направлений образуется ландшафт ячеистых песков — сочетания котловин выдувания и перегородок между ними. Перегородки обычно являются не только остаточны­ми элементами, но и служат одновременно участками аккумуля­ции части материала, выносимого из котловины. При ветрах устойчивого направления в ходе дефляции впадины приобретают определенную ориентировку и характерную форму полумесяца — возникают так называемые лучковые пески. Очень крупные луико-вые формы (до 70 м глубины) известны в Аравии, где их называют фульджами.

ЭОЛОВЫЕ АККУМУЛЯТИВНЫЕ ФОРМЫ ^!

В результате эоловой аккумуляции образуются самые разнооб­разные формы рельефа. Простейшей эоловой аккумулятивной фор­мой является «холмик-коса»; образующаяся при обтекании ветром песком, образуется симметричная или неподвижная дюна (бугор навевания).

При дальнейшем возрастании силы ветра ветропесчаный поток становится ненасыщенным, и начинается дефляция наветренного склона бугра. Песок переваливает через вершину бугра и ссыпа­ется на подветренный склон. Возникает асимметричная подвиж­ная дюна (рис. 91), ориентированная в направлении движения ветра. Ее подветренный склон крутой, наветренный — пологий и вытянутый. В плане такая форма напоминает неправильный овал. Движение дюны в направлении ветра осуществляется за счет систематического перебрасывания песка с наветренного склона на подветренный.

. В зависимости от ориентировки эоловых аккумулятивных форм относительно направления ветра их можно разделить на продоль­ные и поперечные.

Дюны относятся к продольным формам, поскольку они ориенти­рованы по направлению ветра- Они образуются как в песчаных пус­тынях, так и на берегах морей, реже — рек.

Более крупные продольные формы — песчаные гряды, или гря­довые пески. Б. А. Федорович рассматривает их образование как результат струйно-вихревого распределения скоростей ветра, вызы­вающего штопорообразное движение ветропесчаных струй в гори­зонтальном направлении. Ветер выдувает песок из понижений и набрасывает его на образующиеся между ними гряды. Этот песок движется также в направлении ветра вдоль гребня гряды и тем самьш обеспечивает ее медленное продвижение вперед и удлинение.

К поперечным формам относятся барха'ны, барханные цепи и па­раболические дюны. Барханы — эоловые аккумулятивные формы, имеющие в плане очертания полумесяца и ориентированные выпук­лой, более пологой стороной (уклоны 15—18°) навстречу ветру. Противоположный вогнутый склон очень крут, его уклон близок к углу естественного откоса (до 35°, рис. 93). Формирование барха­нов сходно с образованием холмиков-кос, только масштабы процес­са гораздо крупнее. Барханы возникают при больших мощностях ветрового потока перед каким-либо препятствием- Уже в начальной стадии развития бархан сам становится препятствием для ветра, и ветровой поток, обтекая его, формирует «рога» бархана. Одновре­менно происходит и пересыпание песка с наветренного склона на подветренный, и бархан в целом движется в направлении ветра.

Поперечными аккумулятивными формами являются также бар­ханные цепи, состоящие как бы из нескольких слившихся барханов. Обычно они располагаются параллельными грядами. Такое распо­ложение цепей пока не получило удовлетворительного объяснения.

На наветренных склонах аккумулятивных эоловых форм почти везде можно видеть знаки ряби — низкие (2—5 см) асимметричные валики из песка, протягивающиеся на десятки метров, чаще всего параллельно друг другу и нормально к направлению ветра. На­ветренный склон ряби, как и наветренные склоны барханов, поло­гие, подветренные — крутые. В целом знаки ряби можно рассмат­ривать как результат волновых колебательных движений, возникаю­щих в поверхностном слое песчаного грунта под воздействием ко­лебательных движений воздушного потока.

Параболические дюны возникают при вторичном развевании дюн, закрепленных поселившейся на них растительностью. При разрушении почвенно-растительного покрова на наветренном скло­не дюны и наличии условий, благоприятных для развевания пес­ка, — формируется дефляционная котловина. Выдутый песок накап­ливается на подветренном склоне.

К эоловым аккумулятивным формам относятся также одиноч­ные пирамидальные и прислоненные дюны- Они встречаются редко, но зато это самые крупные эоловые образования. Пирамидальные дюны образуются в результате интерференции ветров разных на­правлений при условии, что каждый из ветровых потоков имеет область питания песчаным материалом.

На побережье аридных стран при близком к морю положении уступа .горного хребта или плато возникают прислоненные дюны, которые также достигают огромной высоты. Уступ оказывается препятствием, на которое наползает движущийся песок. Следова­тельно, прислоненная дюна — своеобразный песчаный шлейф, на­веянный ветром на прилегающий к песчаной равнине склон или уступ. Одним из авторов этой книги такая дюна высотой до 200 м была обнаружена на острове Сокотра. Областью питания для нее служат пляж и развеваемая поверхность прилегающей морской тер­расы-

С выносом пыли из пустынных областей и ее отложением на при­легающих к пустыням равнинах связывают образование лёссового покрова — плаща алевритовых отложений, очень характерного для периферийных зон пустынь и внепустынных районов Средней и Центральной Азии.

С деятельностью ветра связаны еще некоторые типы песчаных образований, и прежде всего, бугристые пески, имеющие, по мнению И. С. Щукина, не меньшее распространение, чем грядовые. Бугрис­тые пески — комплекс песчаных бугров, часто неправильной формы. Их склоны не обнаруживают четкой дифференциации на наветрен­ные и подтветренные, высота бугров 3—5 м, размещение их в плане весьма беспорядочное. Среди бугров также беспорядочно разброса­ны котловины выдувания.

На берегах морей и на песчаных поверхностях в речных долинах часты кучевые пески, или кучугуры, которые, по-видимому, также связаны преимущественно с задержкой песка у кустов раститель­ности, начинающей осваивать пляж или поверхность песчаной косы, или же с развеванием ранее закрепленных песков. При четко выра­женном преобладании ветров одного направления на берегах морей формируются настоящие продольные дюны. Поскольку источником питания береговых дюн является пляж (см. гл. 19), они образуют единую полосу, расположенную фронтально по отношению к господ­ствующему ветру, но сама полоса состоит из ряда близко располо­женных или сливающихся одна с другой продольных дюн.

38. ЗАГАР ПУСТЫННЫЙ — тонкая (от 0,5 до 5 мм) темная или темно-коричневая блестящая корка, покрывающая обнаженную поверхность скал и обломков разл. г. п. Состоит гл. обр. из окислов Fe (до 36% ) и Mn (до 30%), с заметной примесью глинозема (до 9%) и кремнезема (до 8,5% ). Образуется в результате процессов, возникающих под влиянием попеременного увлажнения и высыхания г. п. при недостатке влаги. В таких условиях происходит усиленное движение капиллярных вод, выносящих на поверхность г. п. соединения Fe, Mn, кремнезем. Наиболее широко распространен в засушливых обл. Син.: корка защитная

39. Классификация пустынных полузаросших форм рельефа песков в соответствии с режимом ветров (составил Б. Л. Федорович): А. Простые формы низших категорий величин (с преобладанием мелких молодых одиночных, групповых форм и наличием сплошных полей). Б. Комплексные формы разных категорий величин (со старыми крупными формами и преобладанием сплошных полей). Типы режимов ветров и движений песчанных форм: I. Постоянно пассатный с резко выраженным преобладанием одного или близких направлений ветров (показано стрелками) и поступательным движением песка или форм продольно ветру. Прямолинейные формы: 1 - прикустовые косички; 2 - одиночные и групповые грядки; 3 - мелкие гряды; 4 - мелко-крупногрядовый рельеф. Нестроголинейные формы: 5 - холмики-косы; 6 - одиночные и групповые грядки; 7 - мелкие гряды; 8 - мелко-крупногрядовый рельеф (узорный). II. Сезонно пассатный со сменой ветров, близких к взаимно перпендикулярным, и с поступательным движением формы по равнодействующей петров; 9 - стреловидные; 10 - сближающиеся: 11 - клиновидные; 12 - сходящиеся (ветвящиеся). III. Муссонно-бризный (предлобовой) с сезонной сменой противоположных ветров и колебательным движением форм, поперечных ветрам; 13, 14 - граблевидные: 15, 16 - лунковые: 17, 18- поперечно-грядовыс. IV. Интерференционный с сезонной сменой взаимно перпендикулярных ветров и движением песков; 19, 20 - перекрестные; 21, 22 - решетчатые. V. Конвекционно-циклональный со сменой ветров различных направлений близкой интенсивности, сильным воздействием нисходящих и восходящих токов и стационарным развитием ферм; 23 - прикустовые бугры; 24 - прикустовые холмы (чоколаки); 25 - мелкоячеистые формы; 26 - мелко-крупно-ячеистые; 27 - мелко-пирамидальные; 28 - крупно-сложнопирамидальные.

40-41-42-43. 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 '.

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.

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

1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествую­щего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В на­стоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шла­ковые конусы, лавовые пещеры и желоба.

При подводных вулканических извержениях поверхность излив­шихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гид­ростатическое давление водной толщи препятствует взрывным про­цессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф ша­рообразных, или подушечных, лав.

Излияния лавы не только образуют специфические формы рель­ефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, выз­вать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способст­вуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, ла­вовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют осо­бый морфологический тип морских побережий.

Излияния лав и выброс пирокластического материала неизбеж­но вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Послед­нее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхно­сти. В отдельных случаях началу извержения предшествует замет­ное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу «а острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль ко­торого участок поверхности площадью около 3 км² за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание

на 95 м.

Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут про­исходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рель­ефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны ■—цу­нами, которая обрушилась на берега Явы ⁽и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода — извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извер­жения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и обра­зовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.

Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.

Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вул­канов являются центрами горного оледенения. Поскольку 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. Шар-ры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по'бывшим шаррам.

Общий рисунок речной сети в вулканических районах также за­частую имеет радиальный характер. Другими отличительными осо­бенностями речных долин в вулканических районах являются водо­пады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками за­стывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, воз­никающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вооб­ще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.

Для многих вулканических областей характерны выходы напор­ных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бы­вают окружены натечными, зачастую причудливой формы терраса­ми. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Иелоустонском парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, напри­мер, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Не-Редко отдельности представляют собой многогранные столбы, ко­торые очень эффекте выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональ­ный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов — шестиугольников или пятиугольников, полу­чили название «мостовых гигантов».

При продолжительной денудации вулканического рельефа в пер-^вУю очередь разрушаются накопления пирокластического материа­ла.Более стойкие лавовые и другие магматические образования

подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными ■формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некий (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).

Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация мо­гут привести к разделению лавового плато на отдельные платооб-разные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе — меза).

щим окраины Тихого океана, прилегающим к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много подводных вулканов.

Сравнительно небольшое число вулканов приурочено к зонам разломов, рассекающих такие древние материковые платформы,. как Африканская.

В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков. Из океанических вулканических островов, можно назвать Гавайи, Азорские острова, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие. Особую вулканическую область представ­ляет Исландия. На первый взгляд, распределение таких вулканов кажется незакономерным, спорадическим. Однако в распростране­нии и этих вулканов имеется достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после того, как будут рассмотрены основные чер­ты морфологии планетарных форм рельефа.

Исследователи рельефа и геологического строения дна океанов единодушно отмечают, что часто встречающиеся здесь плосковер­шинные подводные горы гайоты представляют собой подводные вул­каны, вершины которых при более низком относительном положении, уровня моря были срезаны абразией. Как показывают данные буре­ния и геофизических работ, коренные основания океанических ко­ралловых островов также имеют вулканическое происхождение. Широко распространенный холмистый рельеф дна океана в основ­ном, как полагают, создан вулканическими извержениями. Все это свидетельствует об особенно широком развитии вулканических процессов именно в пределах Мирового океана.

43.

Поствулканические явления

Когда магма внутри глубинного вулканического очага уже достаточно охладилась и затвердела, извержения на поверхность лавы и рыхлых продуктов, естественно, уже больше происходить не могут. Однако магматическое тело очага долго сохраняет еще высокую температуру и выделяет различные газы и водяной пар или даже воду в жидком состоянии и с высокой температурой. Впрочем, высокую температуру от нагретого магматического тела могут приобрести и проникающие с поверхности (вадозные) воды, Все эти компоненты, выходя на земную поверхность, дают ряд явлений, объединяемых обычно под общим названием после вулканических или поствулканических. К ним относятся: 1) сольфатары, 2) мофетты, 3) термальные, минеральные и углекислые источники, 4) гейзеры.

Сольфатары. Сольфатарами называют места, где из трещин или округлых отверстий грунта выделяются водяные пары, углекислый газ, сероводород (H₂S), сернистый ангидрид (SО₂), причем эти выделения отличаются от описанных выше фумарол, каковыми они в сущности и являются, лишь более низкими температурами. В Европе наибольшей известностью пользуются сольфатары района Флегреиских полей (Италия) к западу от Неаполя. Здесь располагается 27 потухших кратеров, среди которых наиболее известная со времен классической древности Сольфатара, давшая название этого рода образованиям. Сольфатары широко распространены в вулканических областях. Они известны в большом числе в Исландии, на Яве, в Мексике, Калифорнии, Неваде, Оризоне, Орегоне.

Мофетты. Мофеттами называют места выделения из трещин и отверстий грунта сухого (без воды или водяных паров) и почти холодного (температуры ниже 100° С) углекислого газа. Выделяясь на дне замкнутых понижений земной поверхности или в пещерах, углекислый газ, будучи тяжелее воздуха, накапливается здесь тонким приземным слоем, и мелкие животные, попадающие случайно в этот слой, задыхаются и погибают. Примером мофетт может служить давно известный Собачий грот (Grotto del сапо) в окрестностях Неаполя.

Термальные, минеральные и углекислые источники. Термальными источниками, или просто термами, называют такие, температура воды которых превосходит среднюю годовую температуру данной местности. Это предполагает, таким образом, принос тепла из глубин земной коры. Температура терм может быть очень разнообразной, доходя часто до точки кипения воды, и нередко значительно различается у отдельных грифонов, находящихся в самом близком, соседстве. Термальные источники широко распространены и многочисленны во всех областях продолжающейся и затухающей вулканической деятельности. На территории России термальные источники, явно связанные с вулканической активностью, в огромном числе встречаются на Камчатке. Минеральными источниками принято называть такие, вода которых отличается повышенным содержанием растворенных минеральных веществ или поглощенных газов.

Гейзеры. Гейзерами называют особый тип горячих источников, периодически вскипающих внутри выводного канала и выбрасывающих высоко в воздух струю горячей воды и пара. В противоположность обыкновенным горячим источникам, гейзеры представляют сравнительно редкое явление и известны в немногих ограниченных участках земной поверхности, приурочиваясь к областям еще активной или уже затухающей вулканической деятельности. Такими местами распространения гейзеров являются Исландия, Иеллоустонский национальный парк США, Калифорния, северный остров Новой Зеландии, некоторые пункты Японии, а в России – Камчатка.

Псевдовулканические образования

Под этим названием мы выделяем в особый раздел две группы явлений, между собой не связанных и лишь внешними своими проявлениями несколько напоминающих вулканические, генетически же, за некоторыми исключениями, ничего общего с настоящим вулканизмом не имеющих. Сюда относятся грязевые вулканы и подземные пожары.

Грязевые вулканы. Как показывает само название, продуктом извержения у грязевых вулканов служит не высокотемпературная, находящаяся в расплавленном состоянии магма, а большей частью холодная глинистая, или иногда песчанистая масса, пропитанная водой до такой степени, что она приобретает вид более или менее густой подвижной грязи. В простейшем случае грязевой вулкан представляет небольшое отверстие или углубление в почве, заполненное до неопределенной глубины такой грязью, на поверхности которой стоит иногда тонкий слой воды. Размеры такого «кратера» могут колебаться от долей метра до нескольких метров в поперечнике. Из грязи выделяются пузыри газов, лопающиеся на поверхности и придающие грязевой массе при обильном выделении как бы вид кипящей жидкости. В том случае, если грязь густа и отличается большой вязкостью, лопающиеся пузыри газов могут выбрасывать на небольшую высоту в воздух клочки грязи, падающие обратно и слипающиеся между собой. Благодаря этому по краям центра извержения местами образуется из этих выбросов невысокий кольцевой валик. Газы, которые играют основную роль в механизме извержений грязевых вулканов, в нефтеносных областях развития грязевого вулканизма состоят преимущественно из различных углеводородов, главным образом метана; иногда азота, СО₂ и СО, в небольших количествах также сероводорода и фосфористого водорода.

Подземные пожары. Под этим названием подразумеваются явления, связанные с сильным прогреванием почвы и грунта благодаря протекающим в горных порогах на небольшой глубине экзотермическим реакциям. Чаще всего это будут окислительные процессы в породах, богатых, например, пиритом. Особенно эффектный характер принимает подземный пожар в том случае, когда наряду с серными соединениями рядом имеются и достаточные запасы горючего материала в виде пластов каменного угля или горючих сланцев.

44.

45.

Массы обломочного материала в береговой зоне, перемещаемого волнами и прибойным потоком, называются морскими наносами. Представим себе пологий подводный склон, сложенный частицами наносов одинаковой крупности и имеющий на всем своем протяжении одинаковый уклон. Волны подходят к берегу под прямым углом. На глубине, равной половине длины волны, начнется деформация волн и будет проявляться их воздействие на частицы наносов, лежащие на дне. Однако при слабой деформации перевес «прямых скоростей» над «обратными скоростями» будет еще незначителен, но, поскольку частица находится «а наклонном дне, к усилию обратного волнового импульса прибавится действие силы тяжести. В результате частица несколько сместится вниз по склону. Чем ближе к берегу, тем сильнее асимметрия скоростей волновых движений, и в некоторой точке прямые скорости будут уже настолько значительными, что они полностью уравновесят суммарное воздействие обратных скоростей и силы тяжести. В результате в этой точке частица будет совершать только колебательные движения то вверх, то вниз по склону, не перемещаясь ни к берегу, ни от него. Такая точка называется нейтральной, а совокупность нейтральных точек на подводном склоне — нейтральной линией для наносов Данной крупности.

Выше нейтральной точки перевес прямых скоростей над обратными будет уже не только компенсировать совместное действие обратных скоростей и силы тяжести, но и превосходить его- В результате здесь образуется зона перемещения материала вверх по склону. В целом, таким образом, ниже нейтральной линии устанавливается зона выноса материала, который будет отлагаться в нижней части подводного берегового склона, а выше нейтральной линии — зона выноса материала вверх по склону, который будет накапливаться у берега. Положение нейтральной линии, в свою очередь не остается постоянным, так как углубление обеих зон будет обусловливать изменение углов наклона дна и глубин над склоном и, следовательно, смещение нейтральной линии. В конечном счете обе зоны выноса сомкнутся, а профиль берега в целом, включая подводный береговой склон и собственно берег, приобретет вид закономерно вогнутой кривой. Такой профиль может быть назван: профилем динамического равновесия, поскольку в каждой его точке будет достигнуто такое соотношение уклонов дна, при котором эти уклоны будут компенсировать преобладание прямых скоростей над обратными. Частицы наносов будут находиться в движении подобном тому, которое наблюдается в зоне нейтральной линии, но смещение ,их вниз или вверх по склону прекратится.

Динамическое равновесие не может быть достигнуто в природных условиях вследствие непостоянства и разнообразия действующих факторов. Приведенная схема только позволяет уяснить общие тенденции перемещения частиц наносов по профилю т. е. при подходе волн под прямым углом к береговой линии.

Массы обломочного материала в береговой зоне, перемещаемо­го волнами и прибойным потоком, называются морскими наносами. Представим себе пологий подводный склон, сложенный час­тицами наносов одинаковой крупности и имеющий на всем своем протяжении одинаковый уклон. Волны подходят к берегу под прямым углом. На глубине, равной половине длины волны, начина­ется деформация волн и проявляется их воздействие на частицы наносов, лежащие на дне. При слабой деформации пе­ревес «прямых скоростей» над «обратными скоростями» еще невелик, но, поскольку частица находится на наклонном дне, к уси­лию обратного волнового движения прибавляется действие силы тяжести. В результате частица несколько сместится вниз по скло­ну. Чем ближе к берегу, тем сильнее асимметрия скоростей вол­новых движений, и в некоторой точке прямые скорости будут уже настолько значительными, что они полностью уравновесят сум­марное воздействие обратных скоростей и силы тяжести. В результате в этой точке частица будет совершать только колебатель­ные движения то вверх, то вниз по склону, не перемещаясь ни к берегу, ни от него. Это — нейтральная точка. Совокупность нейт­ральных точек на подводном склоне называется нейтральной ли­нией для наносов данной крупности.

Выше нейтральной точки перевес прямых скоростей над обрат­ными не только компенсирует совместное действие обратных ско­ростей и силы тяжести, но и превосходит его. В результате здесь образуется зона перемещения материала вверх по склону. В це­лом, таким образом, ниже нейтральной линии устанавливается зона выноса материала, который отлагается в нижней части под. водного берегового склона, а выше нейтральной линии — зона выноса материала вверх по склону, который накапливается у бе­рега. Положение нейтральной линии, в свою очередь, не остается постоянным, так как углубление обеих зон обусловливает измене­ние углов наклона дна и глубин над склоном и, следовательно смещение нейтральной линии. В конечном счете обе зоны выноса сомкнутся, а профиль берега в целом, включая подводный бере­говой склон и собственно берег, приобретет вид закономерно вогнутой кривой. Такой профиль называется профилем динамиче­ского равновесия, поскольку в каждой его точке достигается такое соотношение уклонов дна, при котором они компенсируют преоб­ладание прямых скоростей над обратными. Частицы наносов бу­дут тогда находиться в движении, подобном тому, которое наблю­дается в зоне нейтральной линии, но смещение их вниз или вверх по склону прекратится.

Динамическое равновесие не может быть достигнуто в природ­ных условиях вследствие непостоянства и разнообразия действую­щих факторов. Приведенная схема только позволяет уяснить об­щие тенденции перемещения частиц наносов по профилю при подходе волн под прямым углом к береговой линии.