6 лет назад
Нету коментариев

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 конкретных физико-географических условиях. Примера­ми довольно крупных гранитных батолитов на территории СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хребта в Средней Азии (рис. 15), крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.

Профиль батолита Чакыл-Калян

Профиль батолита Чакыл-Калян

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто вы­ражаются в рельефе положительными формами в виде куполов. Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа (рис. 16) 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).

Лакколиты Минеральных Вод

Лакколиты Минеральных Вод

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. 17, Б—Б).

Отпрепарированные интрузивные тела

Отпрепарированные интрузивные тела

Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 17,А—А). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внедрением пород трапповой формации.

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 лавовых плато. Наи­более известные из них — лавовые излияния на Колумбийском плато и плоскогорье Декан (полуостров Индостан). Сплошным покровом могут покрывать обширные пространства земной по­верхности излившиеся массы 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.

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 мавры — не действующие, реликтовые образования. Большое чис­ло мааров описано в области Эйфель (ФРГ), в Центральном мас­сиве (Франция). 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.

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, 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 не спо­собна растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шла­ковой коркой, принимает форму купола с характерной концентри­ческой структурой. Размеры таких куполов — до нескольких ки­лометров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола известны в Центральном массиве (Франция), 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°, 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 — Гавайи — состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щитового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Его основание расположено на глубине около 5 тыс. м. Следовательно, общая высота этого вулкана более 9000 м. Это самый большой по объему слагающего его материала вулкан на земном шаре. Несмотря на столь громадные размеры, склоны гавайских вулканов очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превышает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, а с высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершина вулкана имеет вид лавового плато, посредине которого располагается ги­гантский кратер, 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 достигает 45°.

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

Широко распространены на суше так называемые стратовул­каны. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти правильную коническую форму: Фудзияма (Япония), Клю­чевская и Кроноцкая сопки на Камчатке (СССР), Попокатепетль (Мексика) и др. 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 более 2400 м. У потухших или временно недей­ствующих вулканов кратеры бывают 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, 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 острове Мартинике в 1902 г. Лавовый поток обычно 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 60—70 км — не редкость на Гавай­ских островах и в Исландии.

Значительно меньше развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько километров. Вообще у вулканов, выбрасывающих продукты кис­лого или среднего состава, большая по объему часть извержений представлена пирокластическим, а не лавовым материалом.

Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость — лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он превращается в отрицательную поверхностную форму рель­ефа— лавовый желоб. Желоба очень характерны для вулканиче­ских ландшафтов Камчатки.

Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный микрорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа поверхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишкообразная лава. Глыбовый лавовый микрорельеф пред­ставляет 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 образуются нагро­мождения шлака в виде конусов. Такие формы рельефа получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров.

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

При трещинных и площадных излияниях обширные простран­ства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. 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, достигает 10—12 км3. Грандиозные площадные излия­ния происходили в недавнем прошлом в бассейне реки Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозраст­ные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так, площадь Колумбийского лавового плато Колумбии более 500 тыс. км2, а мощность слагающих его лав 1100—1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествующего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В настоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко вреза­ются долины  многочисленных рек.  На самых молодых лавовых покровах   здесь   сохранились   глыбовый   микрорельеф,   шлаковые конусы, лавовые пещеры и желоба.

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

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

Излияния лав и выброс пирокластического материала неиз­бежно вызывают образование дефицита масс в недрах Земли. Последнее обусловливает быстрые опускания участков земной по­верхности. В отдельных случаях началу извержения предшествует заметное поднятие местности. 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, погибли де­сятки тысяч жителей. Или другой пример — извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Катмай имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извержения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и образова­лась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.

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

Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вулканов являются центрами горного оледенения. Образующие здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо специфи­ческих особенностей, поэтому они специально не рассматриваются. Флювиальные формы вулканических районов своеобразны. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воздействуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении которых глав­ная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети — так называемые барранкосы — глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от вершины вулкана.

Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рых­лом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенны­ми при извержении. Такие образования нередко называютшаррами. 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 Иеллоустонском национальном парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, 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. Лавовые пространства, разбитые си­стемой полигонов — шестиугольников или пятиугольников, полу­чили название «мостовых гигантов».

При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического ма­териала. Более стойкие лавовые и другие магматические образования подвергаются 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 плато-образные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от дру­га. Такие останцовые формы получили название мес (исп. mesa — буквально стол).

В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые потоки, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, под­нимающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы (рис. 18).

Инверсия рельефа в вулканическом ландшафте

Инверсия рельефа в вулканическом ландшафте

Вулканический рельеф широко распространен на поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обыч­но имели в виду вулканы суши. Исследования последних десяти­летий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3000 подводных вулканов.

Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к определенным зонам. Одна из таких зон имеет в ос­новном меридиональное направление и протягивается вдоль за­падных побережий обеих Америк. Другая — 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, прилегаю­щие к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много под­водных вулканов. Сравнительно небольшое число вулканов при­урочено к зонам разломов, рассекающих такие древние матери­ковые платформы, как Африканская.

В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков: Гавайи, Азорские, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие острова. Особую вулканическую область представляет Исландия. В распределении вулканов на земном шаре прослеживается достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после анализа основных черт морфологии планетар­ных форм рельефа.

О широком развитии вулканических процессов в Мировом океане свидетельствует огромное количество подводных вулкани­ческих гор, вулканических хребтов и других крупных вулканиче­ских сооружений, сходных по своей морфологии с вулканическими образованиями суши. Встречаются (главным образом в Тихом океане) изолированные плосковершинные подводные вулканиче­ские горы — гайоты. Одни исследователи считают, что вершины гайотов срезаны абразией при более низком стоянии уровня океа­на. Другие связывают образование гайотов с погружением древ­них вулканических островов, вершины которых подверглись абра­зии во время их нахождения у поверхности океана. Расположение плоских вершин гайотов на глубинах от 200 до 2500 м свидетель­ствует в пользу гипотезы о погружении дна океана.

По геофизическим данным и данным бурения подводные ос­нования океанических коралловых островов, а также широко рас­пространенные формы холмистого рельефа дна океана, так назы­ваемые абиссальные холмы имеют вулканическое происхождение. Все это подтверждает высказанную выше мысль о широком раз­витии вулканических процессов в пределах Мирового океана.