Вулканические формы рельефа

Планетарный рельеф Земли

Основными формами планетарного рельефа являются материки и впадины океанов. Их образование связано с внутренними силами Земли, сформировавшими материковый и океанический тип земной коры.

Как отмечалось, кора материкового типа характеризуется большей мощностью – в среднем 35 км, а местами до 70 км. Она состоит из трех слоев:

1. Осадочный слой: от 0 до 20 км;

2. Гранитный слой: от 15 до 30 км (под горами);

3. Базальтовый слой: от 15 до 20 км.

Кора океанического типа резко отличается от материковой. Ее мощность колеблется от 5 до 10 км. Под осадочными породами мощностью от 100 м до нескольких километров, залегает слой, состоящий из базальтовых и уплотненных осадочных пород, переходящий в базальтовый слой мощностью 4-7 км. Здесь, как видно, нет гранитного слоя.

Особое строение земная кора имеет на границах материков с океанами, то есть в современных подвижных поясах, где отмечаются сложные переходы одного типа коры в другой, а также интенсивный вулканизм и высокая сейсмичность.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в рифтовый тип земной коры.

Итак, материковому типу земной коры соответствуют материки, которые образуют основные массивы суши. Некоторые площади материков затоплены водами океанов. Это подводные окраины материков. Границами материков является самая нижняя часть подводной окраины материков, где выклинивается гранитный слой, и кора материкового типа сменяется океанической.

В расположении материков на Земле отмечаются следующие закономерности:

1. Суммарная площадь их в 2,5 раза меньше площади Мирового океана. При этом вес горных пород, слагающих материки, также в 2,5 раза больше удельного веса океанических вод.

2. Материки, обычно своими антиподами имеют Океаны. Исключение составляет Ю. Америка.

3. Северное и Западное полушария отличаются меньшей водностью, чем Южное и Восточное.

4. Отмечаются: парность материков (исключая Антарктиду), а также изгиб всех материков к востоку и сдвиг также к востоку южного материка в каждой паре.

5. Прослеживается совпадение конфигурации береговых линий материков. Например, восточного берега Ю. Америки и западного – Африки.

Как установлено, на Земле происходили большие перемещения материков. Гипотеза такого «плавания материков» связана с именем немецкого ученого Альфреда Вегенера и в наше время во многом подтверждается. По этой гипотезе, высказанной А. Вегенером в 1912 году, до конца палеозоя земная кора была собрана в один материк – Пангею, который находился на месте Европы. В мезозое (170 млн. лет назад) начался раскол и перемещение материков. Первой отделилась и сместилась к западу Южная Америка, затем последовательно отделялись: Африка, Антарктида, Австралия и Северная Америка.

Вначале эта гипотеза была отвергнута большинством ученых. Однако позднее появились убедительные факты в ее пользу:

1. Намагничивание одновозрастных пород;

2. Точные геодезические измерения, говорящие о перемещении материков.

Планетарные и тектонические формы рельефа

Планетарные и тектонические формы рельефа в своем возникновении и развитии обусловлены процессами формирования земной коры и тектоническими движениями.

Наиболее крупными величайшими формами рельефа планеты являются материковые выступы и океанические впадины. Они возникают в результате глобальных процессов тектогенеза и отражают коренные различия не только в строении земной коры, но и верхней мантии. Материки представляют собой обширные возвышенности со средней высотой около +0,8 км над уровнем моря, океаны — еще более грандиозные впадины со средней глубиной — 4,2. Границы их не совпадают с береговой линией, так как в пределы материков входят шельфы и континентальные склоны до изобаты — 2500 м. Материкам отвечает более мощная (до 40—70 км) трехслойная земная кора, включающая «гранитный» слой до 10—20 км мощности. В океанах земная кора утоняется до 5—15 км, «гранитный» слой выклинивается и основную часть коры слагает «базальтовый» слой, также сильно уменьшающийся в мощности. Коренные различия между материками и океанами проявляются и глубже в верхней мантии — в глубинной литосфере и астеносфере. Под континентами толщина литосферы вдвое возрастает по сравнению с океанами, меняется и ее состав.Астеносфера, наоборот, под океанами оказывается более мощной — до 300 км, а под материками сокращается до 130—150 км. Именно указанные соотношения — большая мощность и меньшая плотность литосферы в пределах материков обеспечивают их более высокое положение над ложем океанов вследствие изостатического «всплывания» материков.

Вторая категория эндогенных форм, имеющая очень много общего с предыдущей — это крупнейшие формы рельефа планеты — мегарельеф, осложняющий строение и материковых и океанических пространств. Ряд исследователей большинство этих форм рассматривает как планетарные и относит к предыдущей категории. Однако развитие крупнейших форм рельефа более тесно связано с собственно тектоническими процессами. Местами эти формы переходят из океанической области в континентальную, как бы накладываясь на них.

Сюда относятся материковые платформенные равнины, крупнейшие системы высоких гор и глубоких впадин, системы островных дуг и глубоководных желобов, срединно-океанические хребты и абиссальные океанические равнины. Эти формы рельефа связаны с развитием тектонических структур второго порядка — подвижных поясов и устойчивых платформ. Платформам в рельефе отвечают равнины: материковые — со средним уровнем +0,5 км, океанические—с глубинами —4,5 км. Они имеют соответствующий тип строения, земной коры и верхней мантии. Подвижные пояса характеризуются своеобразным и сильно расчлененным рельефом. Выделяют четыре основных типа подвижных поясов, которым отвечают особые типы мегарельефа. Все они отличаются также и по особенностям строения земной коры и верхней мантии. Морфологически подвижные пояса характеризуются огромной протяженностью, достигающей нередко десятков тысяч километров, и большой расчлененностью рельефа, амплитуда которого по экстремальным точкам доходит до 20 км, причем резко возрастают градиенты высот. Например, к востоку от Филиппин они достигают 12 км на 130 км. Отмечаются резкие колебания мощности земной коры и литосферы. С подвижными поясами связаны зоны крупнейших глубинных и сверхглубинных разломов, уходящих в мантию на 700 км от поверхности. В связи с этим подвижные пояса проявляют и наиболее высокую сейсмичность, и высокую вулканическую активность.

На континентах выделяют эпигеосинклинальные и эпиплатформенные орогенные пояса, которым отвечают горные системы.

Эпигеосинклинальные орогенные пояса развиваются на складчатых сооружениях геосинклинальных областей на заключительном, или орогенном этапе их развития. Они характеризуютсясочетанием наиболее высоких горных систем и глубоких впадин, резкой расчлененностью земной коры, в строении которой выделяются участки максимальных мощностей (до 70 км) с типичным континентальным строением, отвечающие высочайшим поднятиям (Гималаи), и глубокие впадины (Черное; Тирренское моря) с резко утонченной корой субокеанического типа, т.е. лишенной гранитного слоя, но имеющей большой мощности осадочный чехол. К этому типу относится Средиземноморский горный пояс, развившийся на межматериковом геосинклинальном поясе, и горный пояс Кордильер Америки, образовавшийся на окраинно-материковом поясе.

Эпиплатформенные орогенные пояса отличается тем, что в горообразование вовлекаются участки, пережившие длительное платформенное развитие. Эти связаны с процессами вторичной тектонической активизации земной коры. Эти пояса развиваются на коре материкового типа повышенной мощности (до 55—65 км) и характеризуются преобладанием поднятий, однако местами имеются и крупные опускания (Южный Тянь-Шань). Крупнейший внутриконтинентальный пояс этого типа тянется от Памира через Тянь-Шань, Алтай и Прибайкалье. Пояса сходного рода примыкают к эпигеосинклинальным поясам (Скалистые горы США) и к океаническим впадинам (Аравийско-Африканский пояс).

К зоне, переходной от материков к океанам, приурочены горные сооружения «островных дуг, глубоководные желоба и впадины окраинных морей. Они соответствуют окраинно-материковым геосинклинальным поясам и обладают особым переходным типом земной коры с промежуточной и сильно изменчивой мощностью, с полосами нечетко выраженного гранитного слоя (субконтинентальный тип коры, характерный для зрелых островных дуг), или с утоненным базальтовым слоем и довольно мощным осадочным чехлом (субокеанический тип, характерный для впадин). Важная особенность этих поясов выражена в сильном разуплотнении под ними верхней мантии, что связано, возможно, с выступами астеносферы, обусловливающими высокую тектоническую и вулканическую активность островных дуг. Размах рельефа между островными дугами и сопровождающим их глубоководными желобами составляет 10—11 км. Над впадинамиокраинных морей (Берингова, Охотского) они возвышаются на 4,5—-6,5 км. Более молодые дуги, типа Алеутской или Марианской, — глубоко погружены и выступают над уровнем океана лишь в виде отдельных островов. Зрелые дуги, типа Японской или Индонезийской, представляют цепи сложно построенных горных хребтов, образующих крупные острова.

Срединно-океанические хребты или рифтогенные пояса представляют собой грандиозные по размерам мегаформы. Их общая длина превышает 60 000 км, а в ширину они достигают 1500 км, местами до 4000 км. Над уровнем океанических впадин они возвышаются на 1-4 км и обладают очень сложным рельефом. В ложе земной коры им соответствует обширное поднятие, так что на дно океана выходит, как предполагают, непосредственно базальтовый слой. По строению верхней мантии они близки к островным дугам и также отличаются высокой сейсмичностью и вулканической активностью.

Характерной чертой срединно-океанических и некоторых эпиплатформенных поясов является возникновение вдоль их осевой части необычайно протяженных рифтовых впадин — сравнительно узких линейных грабенов — рифтов. К рифтам приурочены озеро Байкал, Красное море, озера Восточной Африки. Континентальные рифты смыкаются с рифтовыми зонами срединно-океанических хребтов, образуя единую планетарную систему, что позволяет выделять рифтогенез как особый тип развития земной коры. Пояса образования рифтов носят название рифтогенов.

Корни 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. Подморфоструктурами 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).

Рис. 2. Мелкая антиклинальная морфоструктура (а-б), прорезаемая антецедентными долинами; пунктир — подошва террасы. Четвертичная Карамарьянская антиклиналь. Малый Кавказ (по В. А. Гроссгейму).

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-Лоаи 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.

Рис. 3. Вулкано-тектонические формы рельефа: а — кальдера проседания (1 — сомма, 2 — атрио, 3 - молодой вулканический конус, 4 - близповерхностный вулканический очаг на глубине 5-6 км);б-вулкано-тектоническая возвышенность (1—лакколит).

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, образованныекуполовидно 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.

2.Эпохи тектогенеза Тектогенез

совокупность тектонических движений и процессов, формирующих тектонические структуры земной коры.

Закономерности распространения форм рельефа.Современный рельеф Украине сформировался в результате взаимодействия внутренних и внешних сил, которые действовали кайнозойской эры. Происхождения и закономерности распространение различных форм и типов рельефа изучает отрасль физической географии -геоморфология.

Сопоставив тектоническую и физическую карты Украины, можно убедиться, что общий план строения рельефа Украина - расположение, направление простирания и высота низменностей, возвышенностей и гор - обусловлены тектонической строением. Большинство крупных форм рельефа Украина (Волынская, Подольская и Приднепровская возвышенности, Донецкий кряж, Приднепровская низменность и Украинские Карпаты) простираются с северо-запада на юго-восток в соответствии с направлением залегания тектонических структур. Большую роль играет древнейшая структура - Украинский кристаллический щит, Который и задал основное направление другим структурам.

В основном крупные формы рельефа Украины имеют прямая связь с тектоническими структурами: в пределах щита и складчатых сооружений размещаются возвышенности и горы, а тектоническим впадинам соответствуют низменности.

Одновременно в западной части Украины связь между рельефом и тектоническими структурами обращен: Волыно-Подольскойплите, Галицко-Волынской впадине и Предкарпатскомпрогиба соответствуют несогласованные с ними формы рельефа - возвышенности и горбогирну пряди. Это связано с так называемыми неотектонических движениями - Поднятиями земной коры, происходившие там в кайнозое. Тогда претерпела поднятие почти вся территория Украины, кроме береговой полосы Причерноморья. Всего поднялисьКарпаты и Предкарпатье, Крымские горы, Донецкая и Подольская возвышенности. Это привело активное "врезки" в земную поверхность рек, которые образовывали глубокие с отвесными склонами долины, а на юге Подольской возвышенности - каньоны.

Основные типы рельефа.Влияние на земную поверхность внутренних и внешних сил вызвал распространение рельефа различных типов. Свнутренними процессами связаны тектонический и вулканический типы, а с внешними - гравитационный, водноерозийний и водноакумулятивний, карстовый, ледниковый и водноледникового, Эоловый, береговой, антропогенный.

Тектонические формырельефа образовавшихся в результате тектонических движений земной коры. Таковы горные хребты и межгорные долины в Украинский Карпатах (Чередование складок, возвращенных вверх и вниз), складчато-глыбовые Крымские горы,Словечанско-Овручскийкряж на месте горста (глыбовых поднятие кристаллических пород Украинского щита), Донецкий кряж(приподнятый складка), Приднепровская, Причерноморская и Закарпатская низменности (На месте впадин) и др.

Вулканические формы рельефа является результатом непосредственного деятельности вулканов (Вулканический хребет в Карпатах,Береговское горбогирья в Закарпатье, гора Карадаг в Крыму) или проникновение магмы между слоями осадочных пород (гора Аюдаг в Крыму). Специфическими вулканическими формами являются грязевые вулканы. Их конусыневысокие–до 50 м. Несколько десятков таких грязевых вулканчик есть на Керченском полуострове в Крыму.

Удивительная Украины

Грязевые вулканы

Большинство грязевых вулканов Керченского полуострова потухшие. Однако есть и постоянно или периодически действующие. Газы, вырывающиеся из глубин 5 - 7 км по разрывам земной коры, выталкивают на поверхность разреженную глинистую массу с обломками пород, образует небольшие конические холмы или наклонные повышения. Извержение таких вулканчик иногда сопровождается взрывами, местными землетрясениями или самовозгорание газа.

Рис. Грязевой вулкан на Керченском полуострове

Каменный хаос

На скальных обрывах горы Южная Демерджи, Что в Крыму, неоднократно случались обвалы. Подножие горы вблизи с. Лучистое скрытое хаосом огромных каменных глыб величиной с трехэтажный дом. В 1966 г. глыбы массой 2 - 3 тыс. тонн с грохотом упали с высоты более 100 м. Раскатистый гул мощного обвала был похож на сильный взрыв, и сейсмическая станция в Алуште зарегистрировала вызванные им толчки как землетрясение.

Водно-эрозионные формырельефа Связанные с разрушительной работой водных постоянных (речных) и временных потоков. Такими формами являются речные долины, каньоны, балки, овраги. Одновременно происходит водная аккумуляция - накопление отложений, вследствие которой возникают водноакумулятивни формы: широкие поймы и террасыв долинах рек, дельты в устьях Дуная и Днепра.

Рекорды Украине

Длинным каньоном в Украине Днестровский, длина которого составляет 250 км. Днестр от устья р Золотая Липа до р.Збруч врезается в породы поверхности, формируя узкую долину глубиной 150 - 180 м.

Карстовые формы образуются в результате растворение водой горных пород. Карстовые пещеры, воронки, колодцы, шахтыраспространены на Волыни, Подолье, В Крымских горах, Донбассе, - там, где близко к поверхности подходят породы, легко растворяются и размываются водой (мел, гипс, известняк, соли). В среднем Приднестровье на стыке Подольской и Хотинской возвышенности находится почти полсотни значительных подземных пустот, имеющих общую длину разведанных ходов свыше 465 км. Среди них три крупнейших в мире гипсовых пещеры: Оптимистическая (217 км), Озерная (121 км) и Золушка (90 км). Исследователи пещер - спелеологи постоянно разведывают в них новые лабиринты, а также открывают новые пещеры.

Рекорды природы

Крупнейшая в мире пещера в гипсовых породах - Оптимистическая, расположенная в Украину на Подольской возвышенности (Тернопольская область). Ее подземные лабиринты имеют протяженность более 165 км.

Рис. Оптимистическая - самая длинная в мире гипсовая пещера (165 км),

с. Королевка, Борщевский р-н, Тернопольская обл.

 

 

---

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту:

©2015 - 2024 stydopedia.ru Все материалы защищены законодательством РФ.