ОтветыГос (1) / 31
.docКорни мегарельефа уходят, таким образом, в глубины верхней мантии и, следовательно, в своем образовании он связан с эволюцией литосферы и мантии и развитием тектонических процессов. Происхождение последних чрезвычайно дискуссионно. Существует много гипотез, объясняющих тектогенез. Они рассматриваются в курсах геотектоники (В. В. Белоусова, В. Е. Хаина и др.). В развитии мегарельефа важнейшую роль, несомненно, играет вертикальная составляющая тектонических движений. Однако в конфигурации и взаимном расположении форм мегарельефа в плане определяющее значение горизонтальных движений литосферы. Время существования этих форм определяется сотнями миллионов и первыми миллиардами лет.
Таким образом, горный и равнинный рельеф нашей планеты отражает основные черты тектонического развития Земли — положение областей консолидации земной коры в виде платформ и зональное распределение подвижных поясов разного типа.
Морфоструктуры. Поверхность мегарельефа осложняется самыми разнообразными тектоническими формами меньшего масштаба, относимыми к категории морфоструктуры. Под морфоструктурами мы будем понимать формы рельефа горных стран и равнин, обязанные своим происхождением образованию тектонических структур в их взаимодействии с экзогенными процессами, ход которых существенно направляется самим развитием морфоструктур. Выделяют три порядка морфоструктур, различаемых по их величине и глубине проникновения порождающих их тектонических процессов.
Необходимо отметить, что термин «морфоструктура» имеет неоднозначное толкование. Нередко к морфоструктурам относят формы рельефа, образованные на пассивных в тектоническом отношении структурах, как, например, отпрепарированные денудаций дайки, интрузивные массивы, долины на антиклиналях или хребты на синклиналях («обращенные морфоструктуры»). Определяют морфоструктуру как геолого-тектоническое образование, ясно выраженное в рельефе, включая сюда заведомо структурно-денудационные формы рельефа. В связи с этим многие исследователи не используют термин «морфоструктура» или рассматривают его как термин свободного пользования, отражающий любое проявление тектонического фактора в рельефе. Однако в динамическом понимании термин «морфоструктура» является очень ценным, объединяя большой круг крупных, средних и малых форм рельефа, непосредственно отображающих тектонические движения земной коры.
Большинство морфоструктур связано с новейшими (неоген-четвертичными) движениями, т. е. являются неотектоническими. Однако имеются и значительно более древние — палеогеновые и даже мезозойские морфоструктуры, особенно многочисленные в пределах платформ и океанов. Кроме того, подобные формы древнего, уже исчезнувшего рельефа, служат предметом изучения палеогеоморфологии.
К наиболее крупным из морфоструктур в пределах платформ относят денудационные равнины на щитах и аккумулятивные равнины на плитах. В подвижных поясах геосинклинального типа — это системы хребтов, отвечающих горным поднятиям типа Большого Кавказа, системы впадин, отвечающих межгорным прогибам типа Закавказской депрессии, или межгорные равнины на срединных массивах типа Средне-Дунайской низменности. В орогенах платформ – это система горстов и грабенов (типа горного Алтая), или крупных разрывно-складчатых структур (типа гор Тянь-Шаня).
Более мелкие морфоструктуры, осложняющие строение крупных, еще более разнообразны. На платформах это глыбовые поднятия, нередко выраженные значительными горами, и впадины (например, Тенизская впадина в Казахстане), в подвижных поясах — это отдельные хребты, например Туркестанский или Алайский в Тянь-Шане, межгорные впадины (типа впадины озера Иссык-Куль). Они отвечают крупным разрывно-складчатым структурам — горст-антиклинориям, грабен-синклинориям, мегаскладкам. Все эти типы морфоструктур, как показывают геофизические исследования, уходят корнями в литосферу и могут быть названы, по В. Е. Хаину, литосферными и региональными.
Еще более мелкие морфоструктуры отвечают отдельным длительно развивающимся складкам (рис.), валам, куполам, мелким прогибам и впадинам, горстам и грабенам. Особенно разнообразны различные неравномерно поднятые блоковые морфоструктуры. Нередко в рельефе непосредственно выражаются сбросовые уступы, надвигающиеся блоки. Эти виды тектонических структур не выходят за пределы земной коры или даже осадочной оболочки. Поэтому их относят к коровым или чехольным формам, а по величине — к локальным морфоструктурам. Несмотря на их малую величину, они имеют важнейшее практическое значение в связи с поисками нефти и газа и при изучении структур рудных полей.
Вулканические формы рельефа
Вулканические формы рельефа образуются в результате проявления эндогенных процессов, обусловленных магматизмом и выражающихся в извержениях продуктов магматизма на земную поверхность. Тесно связаны с ними формы рельефа, возникающие вследствие дислокаций, происходящих вблизи поверхности земной коры, в результате близповерхностных перемещений магмы, и относящиеся к категории вулкано-тектонических форм рельефа.
Иногда к вулканическим относят формы рельефа, образующиеся вследствие препарировки денудационными процессами отдельных глубинных магматических тел, выведенных на земную поверхность. Это, конечно, неправильно. Такого рода формы рельефа относятся к денудационным и являются либо структурными (например, дайки и нэкки), либо структурно-обусловленными (рельеф гранитных, диоритовых и т. п. массивов).
В связи с затуханием вулканических процессов со временем выделяют области современного и угасшего вулканизма, различающиеся по степени сохранности форм вулканического рельефа. Важной особенностью вулканического рельефа является необыкновенная быстрота его возникновения. В течение нескольких лет или даже месяцев появляются новые вулканические горы и острова, за считанные часы исчезают прежние вулканы, образуются мощные толщи вулканических накоплений. Преобладающее распространение имеют формы аккумулятивного вулканического рельефа, всегда в той или иной степени переработанные денудационными процессами.
Образующие эти формы отложения вулканического ряда очень своеобразны и рассматриваются в курсах петрографии и петрологии. Мы отметим лишь некоторые их особенности, важные для понимания их рельефообразующей роли. Среди продуктов вулканизма выделяется- пять основных генетических групп: эффузии — излияния жидкой лавы (лавовые потоки и разливы), экструзии— выдавливание загустевшей, застывающей лавы (лавовые обелиски и купола), эксплозии — газо-взрывные выбросы пирокластического материала и обломков пород, слагающих вулканы (выбросы лавовых взрывов, выбросы разрушения, игнимбриты), тефроиды — аллохтонные, свежепереотложенные массы пирокластического материала (горячие и холодные лахары), поствулканические — натечно-термальные и газовые. Главную рельефообразующую роль играют эффузии и эксплозии, которые в зависимости от типов извержения и свойств лавы определяют основные черты образующихся форм рельефа.
Среди собственно вулканических форм выделяются две главные группы: формы, обусловленные извержениями центрального типа, и формы, связанные с трещинными извержениями.
Формы рельефа, связанные с деятельностью вулканов центрального типа. Вулканы этого типа образуются при извержениях лавы или продуктов газо-взрывной деятельности по единому подводящему каналу округлого сечения, вокруг жерла, которого и возникает на поверхности вулканическое сооружение. Процесс извержения обычно распадается на две фазы: вначале проявляется газо-взрывная деятельность (эксплозивная фаза), затем идет излияние лавы (эффузивная фаза). Два эти вида вулканической деятельности проявляются, однако, очень различным образом, в особенности эксплозивная деятельность вулканов. В связи с этим возникает большое разнообразие форм рельефа этого типа.
Стратовулканы в настоящее время наиболее распространены на поверхности суши. Они представляют собой аккумулятивные конусообразные горы, образующиеся в результате последовательного наслоения лавовых потоков и пластов пирокластического материала — вулканического пепла и бомб, извергающихся из жерла вулкана, располагающегося обычно на его вершине, где имеется углубление, называемое кратером. В зависимости от количества и характера извергаемого материала величина и форма вулканов сильно меняются. Высота вулканов (над невулканическим основанием) колеблется от 100 до 3000 м и более. Абсолютная высота вулканов еще больше (например, высота вулкана Чимборасо в Эквадоре 6272 м, Ключевской сопки 4850 м). Многие вулканы отличаются чрезвычайно правильной конической формой. Таковы, например, Ключевская и Кроноцкая сопки на Камчатке. Обычно вблизи кратера накапливается более грубый пирокластический материал и склоны тут становятся более крутыми, достигая 35—37°, ниже они постепенно выполаживаются, и общий профиль склона нередко бывает слабо вогнутым. Увеличение доли лавовых излияний также приводит к выполаживанию склонов. Строение вулканических гор осложняется нередко боковыми конусами, мощными лавовыми потоками, образующими гряды, иногда с волнистым или глыбовым микрорельефом. Грандиозные осложнения вносит деструкционная деятельность взрывного типа. Взрывы нередко сильно расширяют кратеры, иногда ведут к образованию кальдер взрыва — обширных углублений до 2—4 км в диаметре, возникающих на месте боковой части конуса.
Рельеф склонов вулканических гор резко осложняется денудацией. На поверхности свежевыпавшего пирокластического материала быстро развиваются глубокие V-образные эрозионные промоины, идущие вниз по линии наибольшего ската. Они называются барранко. По мере роста вулкана промоины разрастаются в достаточно крупные долины, по которым в дальнейшем спускаются лавовые потоки.
Щитовые вулканы образуются при резком преобладании в составе извергаемого материала базальтовых лав, отличающихся высокой текучестью. Вследствие этого лава растекается на большой площади и склоны этих вулканов очень пологи. Вулканы этого вида представляют собой слабо выпуклую щитовидную возвышенность, посредине которой находится центральный кратер. Крутизна склонов не превышает 6—10°, уменьшаясь к вершине и к основанию. Щитовые вулканы мало распространены. Они имеются в Исландии, сравнительно невелики, достигая 6 км в поперечнике при высоте до 500 м, и отличаются присутствием около кратера небольшого кольцевого вала. Гигантские щитовые вулканы известны в Тихом океане. Так, остров Гавайи с двумя кратерами Мауна-Лоа и Мауна-Кеа возвышается на 9 км над дном океана и имеет поперечник около 120 км. Поверхность этого вулкана осложнена многочисленными боковыми кратерами, потоками лавы и эрозионными ложбинами.
Экструзивные купола возникают, напротив, при выдавливании очень густой лавы кислого состава, отличающейся высокой вязкостью. Они представляют собой сравнительно небольшие (до 200—400 м высоты) караваеобразные холмы, сложенные застывшей лавой и скрывающие под собой жерло вулкана; встречаются редко.
Особняком стоят формы рельефа, возникающие при однократной взрывной вулканической деятельности центрального типа. Сюда относятся маары и трубки взрыва. М а а р ы представляют собой вулканические кратеры однократного взрывного действия. Главной их частью является воронкообразное, округлое в плане углубление, окруженное незначительной высоты кольцеобразным, валом, иногда отсутствующим. Диаметр котловины может быть от 200 до 3200 м, глубина 60—400 м. Вулканические продукты (лава, пепел) встречаются в малом количестве, иногда и совсем отсутствуют. Днище воронки и кольцевой вал сложены преимущественно раздробленными местными горными породами. Вулканическая природа мааров устанавливается на основании их приуроченности к областям современной или недавней вулканической деятельности. Они известны в Центральной Америке, на о. Ява, в Новой Зеландии, в Западной Европе (Овернь, Эйфель). Близко к маарам стоят трубки взрыва, заполненные кимберлитом или вулканическим туфом. Однако как формы рельефа они относятся уже к денудационным образованиям.
Формы рельефа, связанные с трещинными извержениями, в настоящее время почти не образуются на поверхности суши. Но в недавнем геологическом прошлом они формировались более широко. В большинстве случаев по трещинам происходили излияния текучих базальтовых лав, образовавших на поверхности обширные покровы. При достаточной длительности излияний рельеф постепенно выравнивается и верхние покровы представляют собой в рельефе ровные или ступенчатые плато. Вулканические плато имеют обычно ровную или слегка волнистую поверхность, осложненную отдельными котловинами и вулканическими грядами, а иногда пересекаемую крутыми уступами — краями отдельных покровов. На поверхности плато местами возвышаются мелкие вулканические кратеры и шлаковые конусы, расположенные цепочками, отмечающими подводящие лаву трещины. Вулканические плато подвергаются интенсивному разрушению экзогенными процессами. Они бывают прорезаны глубокими ущельями и сохраняются нередко лишь в виде останцовых столовых гор Крупнейшие вулканические плато имеются в Северной и Южной Америке в Индии. Они есть в бывшем СССР — на Малом Кавказе, в Сихотэ-Алине, а также в Исландии и во многих других странах.
Вулкано-тектонические формы рельефа обычно очень тесно связаны с вулканическими формами. Среди них преобладают различного рода котловины оседания, образование которых обусловлено внезапным опорожнением (при извержении) близповерхностных магматических резервуаров, при прекращении в это же время связи их с глубинными магматическими очагами. Наиболее характерны как формы рельефа кальдеры проседания, представляющие собой результат оседания центральной части вулканического конуса с образованием вокруг кольцевого гребневидного вала (рис.3). Вулканический конус с кратером при этом иногда сохраняется, иногда разрушается и затем образуется вновь. Прообразом такого рода кальдер является вулкан Везувий. Кольцевой вал Везувия — Сомма дал название всем формам такого рода. Чаще всего просевшая часть вулкана бывает несколько смещена в сторону от центра, почему соммы обычно имеют неодинаковую высоту гребня и не образуют полного кольца. Размеры этих кальдер очень велики. Они достигают от 5 до 28 км в поперечнике и до 800 м глубины.
С близкоповерхностными поднятиями магмы связаны вулкано-тектонические возвышенности, обычно представляющие собой первоначально куполовидные горы или холмы, образованные куполовидно приподнятыми магмой слоями (рис. 3). Они возникают над магматическими диапирами или над лакколитами. Характерно их расположение в виде группы обособленных гор, иногда среди равнинной местности. В бывшем СССР наиболее известны горы такого происхождения в окрестностях г. Пятигорска. В результате разрушения свода магматические породы часто выходят на поверхности, образуя различные денудационные формы.
Закономерности распространения вулканических форм рельефа на поверхности Земли достаточно сложны. В целом вулканы приурочены к областям высокой тектонической активности, к ослабленным, сильно проницаемым для магмы зонам земной коры. На суше большинство вулканов (80%) сосредоточено в Тихоокеанском подвижном поясе (Курильские о-ва, Камчатка, Алеутские о-ва, Аляска, Американские Кордильеры, Филиппины, Япония). Большое количество вулканов имеется также в Средиземноморском поясе (Италия, Кавказ, Индонезия). В платформенных и древних складчатых областях вулканы редки и приурочены к зонам разломов и в особенности к рифтам. Они известны в Азии, в Манчжурии и в Прибайкалье, в Африке — в зоне Великого Восточно-Африканского рифта и в Камеруне. Здесь характерны крупные одиночные вулканические горы, как, например, Килиманджаро (6010 м), Кения (5194 м) и др. Группы потухших вулканов имеются в Западной Европе (в горах Оверни и Эйфеля).
В пределах океанов вулканы приурочены к срединно-океаническим хребтам. Многие из них выступают в виде вулканических островов. Кроме того, вулканы известны в зонах крупных разломов (Гавайские о-ва) и погруженных островных дуг. Местами большое количество вулканов отмечено на дне океанических впадин (Северо-Запад Тихого океана). Начинающееся погружение под воды морей кальдер приводит к образованию своеобразных кольцевых островов. Вулканы подвергаются сравнительно быстрому уничтожению различными экзогенными процессами, но главной причиной отсутствия древних вулканов являются тектонические движения, вызывающие либо разрушение их в результате дислокаций, либо захоронение под толщей молодых отложений при опускании земной коры.
Псевдовулканические формы рельефа включают образования, связанные с деятельностью грязевого вулканизма. Грязевые вулканы образуются в молодых, интенсивно прогибающихся синклинальных зонах, там, где имеются глинистые толщи, насыщенные подземными водами. Активным началом является присутствие обильно выделяющихся газов, обычно углеводородных. Поэтому грязевой вулканизм тесно связан с газо- и нефтеносными областями и структурами, в чем заключается его важное практическое значение. В рельефе грязевые вулканы представляют собой конусовидные, пологие холмы (сопки) с несколькими кратерами, через которые происходит излияние, а иногда взрывной выброс грязи, образующей валы и потоки на склонах сопки. В бывшем СССР грязевые вулканы известны на Апшеронском, Таманском и Керченском полуостровах.