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.

Рис. 15. Профиль батолита Чакыл-Калян. Зеравшанский хребет (по С. И. Клунникову): 1 – граниты; 2 – палеоген-неогеновые конгломераты; 3 – складки в силурийских отложениях

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.

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).

Рис. 16. Лакколиты Минеральных Вод. Северный Кавказ (рис. Н. П. Костенко

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. П,Б–Б).

Рис. 17. Отпрепарированные интрузивные тела: А– А – пластовая интрузия (силл); Е– Б – секущая жила (дайка)

Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 17,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 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 маары – 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 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 Йеллоустонском национальном парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, 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 платообразные 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).

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.

Рис. 18. Инверсия рельефа в вулканическом ландшафте. На заднем плане первичное положение потока лавы в долине; передний план – тот же лавовый поток отпрепарированный (по В. Дэ-вису)

Поиск по сайту: