Генетические типы зон перехода от океана к материкам

Даже беглый взгляд на физическую карту Мира убеждает в том, что переходные области довольно заметно отличаются друг от дру­га. Одни переходные области имеют наиболее типичный облик, в них представлены и котловина окраинного моря, и островная дуга, и глубоководный желоб. В других имеется лишь глубоковод­ный желоб, который непосредственно примыкает к подножью моло­дого горного сооружения краевой зоны континента, как это можно видеть у побережий Центральной и Южной Америки. Третьи ха­рактеризуются сложным сочетанием нескольких островных дуг, а также нескольких желобов и котловин. Наконец, есть и такие переходные зоны, в которых сохранились лишь реликты свойст­венных для них морфологических особенностей.

По особенностям строения морских котловин, глубоководных Желобов и островных дуг можно выделить 5 типов -переходных зон,

которые мы предлагаем назвать: 1) Витязевским 2) Марианским, 1) Курильским 4) Японским, 5 Средиземноморским (рис. 2У). ^} Езевский _тип К нему относится область глубоководного желоба Витязя и прилегающий участок Северофиджийскои котло-шны^Тихом о_Кеане. Для этой области характерно наличие срав­нительно неглубокого (6150 м) желоба и отсутствие островной дуги К югу о?желоба лишь намечается несколько подводных гор, bSoktho вулканов, не образующих единой горной цепи. Сущест­венныйГотличием является сравнительно слабая сейсмичность и возможно, слабый вулканизм.

' Марианский тип. К нему относятся области, сопряженные с глу-боководными желобами Идзу-Бонин, Волкано Марианским Тонга Кермадек Все желоба очень глубоки-до 11 км. С материковой стороны онн обрамлены высокими подводными хребтами, отдель­ны? вулканические.вершины которых и образуют цепочки островов. Площадь островов, однако, составляет ничтожную часть от общей площади островной дуги. Котловины, отделяемые от океана глубо­ководными желобами и островными дугами этого № имеютjep-ты строения аналогичные строению соседних котловин океана, океанический тип земной коры, малая мощность рыхлых осадков, большая Uo 6 км) глубина В глубоководных желобах переход­ных Гон этого типа мощность осадков также невелика. Например, в йелобеТонга она, видимо, меньше 100 м, местами на дне желоба

^0бНоГс;и%=в^НаТмог⁰о^Рт^Дипа характеризуются значительной сей­смичностью, крупными отрицательными гравитационными анома­лиями в желобах и положительными в котловинах, проявлениями

^уТиГсТиГГ^е^ходные области Курильского типа во мно­
гом сходны с Марианским. Отличаются они большими размерами
островов и заметным возрастанием мощности коры в котловинах
главным образом за счет увеличения мощности осадочного слоя
Под более зрелыми островными дугами появляется гранитный
слой Характерен интенсивный вулканизм с андезитовым составом
лав В целом это очень подвижные в тектоническом отношении
области с очень частыми катастрофическими землетрясениями,
многочисленными признаками резко дифференцированных и быст­
рых вертикальных движений земной коры. „_OTTT,_Pfh „ ™тпо-
Вследствие большой мощности осадков донный рельеф в котло
винах заметно выровнен. Положительные аномалии в котловину
несколько меньше, чем в котловинах предыдущего типа. Желобам
свойственны большие отрицательные аномалии.

Японский тип. Имеет много общего с переходными областями Курильского типа. В строении переходных областей Японского типа участвуют значительные массивы суши: крупные острова и полу­острова представляющие собой результат слияния нескольких ост ровных дуг разного возраста и сложенные земной корой матери­кового типа. В сложении некоторых дуг участвуют весьма древние породы-вплоть до протерозоя. Глубоководные желоба несколько

Рис. 29. Схема эволюции переходных зон: А — Витязевский тип (имеется только глубоководный желоб); Б — Марианский (желоб и островная дуга); В — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру островами); Г — Японский (круп­ные островные и полуостровные массивы; Д — Индонезийский подтип — крупные островные массивы, серпообразно изогну­тые дуги; Е — Восточнотихоокеанский подтип (глубоковод­ные желоба примыкают непосредственно к молодым краевым поднятиям на континенте); Ж—Средиземноморский (господ­ствуют материковые структуры, имеются реликты глубоковод­ных желобов и «окна» коры субокеанического типа (7): 1< —внешний хребет; 2< —глубоководный желоб; 3 — островная дуга; 4 ■—материковый склон; 5-—суша; 6 — подводные горы

мельче, чем желоба Курильского типа. Земная кора под островны­ми массивами достигает значительной мощности (в Японии до 32 км) и имеет хорошо выраженный гранитный слой. Рельеф островов горный, характерны интенсивный вулканизм и отрица­тельные аномалии силы тяжести. Желоба имеют резко выражен­ные отрицательные аномалии.

Среди переходных областей Японского типа по морфологиче­ским особенностям можно выделить еще два подтипа: Восточно-тихоокеанский и Индонезийский. К первому относятся Гватемаль­ская и Перуанско-Чилийская области восточной окраины Тихого океана. Их отличительная особенность — отсутствие внутреннего

бассейна (глубоководной котловины) и островной дуги. Вместо последней выступают передовые кайнозойские хребты окраины кон* тинента. При этих условиях в глубоководные желоба поступает особенно много осадочного материала. Это способствует их запол­нению и обмелению. По интенсивности вулканизма, вертикальных движений и по сейсмичности области данного типа не уступают Курильским или Японским.

К Индонезийскому подтипу относятся Индонезийская, Кариб­ская и Южноантильская переходные области. Они характеризу­ются наибольшей сложностью строения. Внутри каждой из них выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и остров­ных дуг. В котловинах нередки крупные подводные хребты и воз­вышенности. Глубоководные желоба встречаются и с внутренней стороны островных дуг. Сами островные дуги имеют различный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане. Вул­канизм и сейсмичность здесь так же значительны, как и в облас­тях, отнесенных к предыдущему подтипу.

Еще более сложно устроены переходные области Средиземно­морского типа, характеристика которых даны выше (см. гл. 9). Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дис­лоцированные породы слагают обширные пространства материко­вых гор и равнин (рис. 30).

Большинство линейно ориентированных поднятий — Альпы, Апеннины и др.— крупные и широкие складчато-глыбовые системы, состоящие из ряда слившихся антиклинориев и горст-антиклинори-ев. Между ними не всегда расположены моря, нередко это пони­женные участки суши более или менее изометричных очертаний. Большинство исследователей-тектонистов считают их срединными массивами, т. е. участками древней складчатости, но не исключе­но, что некоторые из них сохранили еще под осадочным покровом субокеаническую кору. Примером может служить относительно небольшая мощность коры под Среднедунайской низменностью.

Одним из интересных тектонических процессов, характеризую­щих рассматриваемый тип переходной зоны, является «зараста­ние» молодыми покровными складками остаточных бассейнов с субокеанической корой. Этот процесс известен в Южном Каспии, где обнаружен ряд подводных хребтов-антиклиналей, являющихся результатом разрастания современных складок юго-восточной зо­ны Большого Кавказа и периферии Копетдага.

ГЛАВА 11. МЕГАРЕЛЬЕФ ЛОЖА ОКЕАНА И СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТОВ

Мегарельеф двух планетарных форм рельефа Земли — ложа океа­нов (талассократонов) и срединных океанических хребтов — целе­сообразно рассматривать совместно. Это связано главным образом с особенностями орографии каждого из океанов и Мирового океана в целом.

Напомним, что ложу океана присущ океанический тип земной коры, отличающийся малой мощностью (5—-10 км) и отсутствием гранитного слоя. Срединно-океанические хребты характеризуются особым типом строения земной коры — рифтогенным, на основании чего-они и выделяются в качестве особой планетарной формы.

Ложе океана соответствует в структурном отношении океаниче­ским платформам, или талассократонам.

При взгляде на батиметрическую карту любого океана броса­ется в глаза ячеистость его мегарельефа. Гигантские котловины с относительно ровным или холмистым дном отделяются крупней­шими хребтами, валами, возвышенностями. Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин. На возвышенностях, ^как правило, мощность коры увеличивается, а в некоторых случаях ^ПоД типичным базальтовым слоем обнаруживается слой повышенной плотности и поверхность Мохо выделяется нечетко.

Обращает на себя внимание повсеместно большая глубина оке­анических котловин, которая указывает прежде всего на преобла­дание отрицательных вертикальных движений на этих участках земной поверхности. Если материки со свойственными им положи­тельными движениями являются преимущественно областями де­нудации, то океанические бассейны служат областями аккумуля­ции самого разнообразного осадочного материала.

Срединно-океанические хребты морфологически представляют собой крупнейшие, вытянутые в меридиональном или субмеридио­нальном направлении вздутия земной коры, образующие как бы огромный (до 2000 км в ширину и до 6 км относительной высоты)

свод со сложно расчлененным рельефом склонов и особенно его осевой зоны. В осевой зоне развиты асимметричные хребты, разде­ленные глубокими, резко выраженными ложбинами (рис. 31) с плоским дном и крутыми бортами, вытянутыми в соответствии с общим простиранием срединно-океанического хребта. Было дока­зано, что эти образования — результат разрывных нарушений зем­ной коры типа рифта, поэтому осевые зоны срединных хребтов по­лучили наименование рифтовых зон.

Срединно-океанические хребты образуют единую планетарную систему (рис. 32). Одной из основных геолого-геофизических осей бенностей срединно-океанических хребтов, присущей только им, яв­ляется чрезмерно высокое значение скоростей упругих волн в риф­товых зонах. Другая существенная геофизическая особенность зон — высокое значение теплового потока (от 3 до 10 мккал/см²-с). К числу важных черт, характерных для рифтовых зон, следует от-

Рис. 32. Планетарная система срединно-океанических хребтов:

а —подводная окраина материков; б — переходные зоны; в —ложе океана; г — срединно-океанические хребты. Цифры на карте: / —хр. Гаккеля, 2 —хр. Книповича, 3 — хр. М°^иа и Кольнбейсей, 4 — хр. Рейкьянес, 5 —Североатлантический хребет, 6 — Южноатлантиче­ский, 7 — Африкано-Антарктический, 8 — Западноиндийский, 9 ~ Аравийско-Индийск!* 10 — Центральноиндийский, 11 — Австрало-Антарктический, 12 — Южнотихоокеанский, №" Восточнотихоокеанский, 14 — хребты Горда и Хуан-де-Фука

нести также высокую сейсмичность срединных хребтов и приурочен­ность многочисленных островных, и подводных океанических вул­канов к гребням и склонам этих хребтов. Все это, а также резкая расчлененность рельефа, указывают на то, что срединно-океаниче-ские хребты представляют собой области интенсивного современного горообразования, которые, однако, существенно отличаются по про­текающим в них процессам от геосинклинальных областей. Это, ви­димо, принципиально иной тип горообразования, хотя в последнее время тектонистами предпринимался ряд попыток связать воедино горообразование в геосинклинальных областях и в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов.

Анализ образцов коренных пород с хребтов и из рифтовых долин срединно-океанических хребтов показал, что здесь в изобилии пред­ставлены ультраосновные породы, главным образом различные перидотиты, которыми нередко сложены целые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты. Отсюда следует, что крупные оттор-женцы, а возможно и штоки ультраосновных пород в рифтовых зо­нах проникают в земную кору, смешиваются с базальтовой корой, образуя так называемый меланж. Благодаря этому значительно увеличивается общая плотность коры под рифтовыми зонами.

Обращает на себя внимание обилие серпентинитов в образцах, собранных в рифтовых зонах. Значительное и можно сказать обя­зательное присутствие серпентинитов говорит в пользу гипотезы, высказанной американским геофизиком X. Хессом еще в 1955 г. Образование серпентина сопровождается выделением тепла и увели­чением объема масс на 25—30%. Вполне вероятно, что увеличение объема и возрастание температуры могут вызвать деформации зем­ной коры, ее прорыв и внедрение ультраосновных пород в базальто­вый слой. Вполне возможно также, что к таким участкам, где про­исходит серпентинизация, а следовательно, и разуплотнение породы, осуществляется подток материала из нижележащей разуплотнен­ной, но все же более плотной зоны мантии. Это создает дополни­тельные источники давления, направленного вверх, повышения тем­пературы, возможности прорыва ультраосновных масс в верхние слои земной коры и на ее поверхность.

Таким образом в зонах срединных хребтов, как и в геосинкли­нальных областях, идет.интенсивный процесс горообразования, процесс перестройки структуры земной коры, однако ход его и при­чины совершенно иные. В геосинклиналях происходят складчатость и гранитизация осадочных пород, которые, как известно, завершают­ся инверсией рельефа, образованием гигантских горных сооруже­ний на месте бывшего геосинклинального бассейна. Этот процесс каким-то образом связан со сверхглубинными разломами. В риф­товых зонах срединно-океанических хребтов происходит общее вспу­чивание, а затем и взламывание земной коры, внедрение в нее ультраосновных пород, образование рифтовых структур. Вероятно, рифтогенезу не свойственно складкообразование. Однако некото­рые исследователи, например А. В. Пейве, убеждены в том, что сре-динно-океанические хребты являются складчатыми структурами.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА СЕВЕРНОГО ЛЕДОВИТОГО ОКЕАНА. АРКТИЧЕСКИЙ СРЕДИННЫЙ ХРЕБЕТ

Еще полтора десятка лет назад на физико-географических кар­тах ложе Северного Ледовитого океана изображалось как единая, котловина с плоским однообразным дном. Современное представ­ление о строении рельефа дна этого океана благодаря многолетним советским и американским исследованиям совершенно иное. Теперь установлен целый ряд подводных хребтов и возвышенностей, раз­деляющих Арктический бассейн на несколько котловин (рис. 33).

Вблизи полюса Арктический бассейн пересекает хребет Ломоно­сова, начинающийся в американском секторе близ Земли Элсмира и примыкающий к сибирскому шельфу в районе Новосибирских ос­тровов. От шельфа острова Элсмир отходит другое поднятие — плато Альфа, которое переходит в хребет Менделеева. В сибирском секторе океана этот хребет примыкает к шельфу Восточно-Сибир­ского моря.

Между хребтами расположены плоскодонные котловины Мака­рова и Толля с максимальной глубиной около 4 км. Между хребтом Менделеева и шельфом Аляски располагается другая крупная кот­ловина— Бофорта, ее максимальная глубина 4680 м. Вблизи шель­фа Аляски обнаружено несколько небольших возвышенностей, в том числе хребет Бофорта с отметкой глубины 909 м. Осталь­ная часть дна котловины — плоская.

В Европейско-Сибирском секторе океана располагается хребет Гаккеля. Осевая часть хребта в отличие от хребтов Ломоносова и Менделеева имеет сильно расчлененный рельеф: ряд отдельных ко­ротких хребтов разделяется глубокими рифтовыми долинами, кули-сообразно располагающимися вдоль оси хребта. В одной из долин была отмечена глубина 5335 м. Эта часть дна океана отличается также сосредоточением эпицентров землетрясений. Данные грави­метрической съемки, как и упомянутые другие особенности хребта, свидетельствуют о том, что хребет Гаккеля— самое северное звено системы срединно-океанических хребтов. Он прослеживается к югу от Шпицбергена и там переходит в срединный хребет Атлантиче­ского океана.

Между хребтом Ломоносова и Гаккеля расположена котловина Амундсена (северный полюс находится в пределах этой котловины, глубина на полюсе 4316 м). Другая котловина, лежащая к югу от хребта Гаккеля, получила название котловины Нансена. Глубина ее 5449 м. Рельеф дна обеих котловин плоский.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА АТЛАНТИЧЕСКОГО ОКЕАНА. СРЕДИННО-АТЛАНТИЧЕСКИЙ ХРЕБЕТ

Стержневым орографическим элементом рельефа дна Атланти­ческого океана является Срединно-Атлантический хребет, который протягивается в его пределах от района Шпицбергена на 'севере до "о ю.ш. на юге. Простирание хребта непостоянно, но в целом близ-4*

ко к меридиональному, за исключением экваториального участка, где оно на некотором протяжении становится субширотным. Шири­на хребта достигает 2500 км в южной Атлантике, но к северу от Ис­ландии сокращается до 300 км. Относительная высота Срединно-Атлантического хребта до 4 км.

Морфологически было бы правильнее называть это горное соору­жение, как и другие срединно-океанические хребты, не хребтом, а горной страной или нагорьем, так как оно состоит из отдельных хребтов, горных массивов, продольных ложбин и понижений. Наи­более расчлененный и контрастный рельеф свойствен рифтовой зо­не хребта, представленной сложной системой горстовых хребтов и уз­ких грабенов — рифтовых долин, причем к последним нередко бывают приурочены глубины порядка 5—6 км. Максимальные глу­бины характеризуют обычно узкие поперечные впадины, связанные с секущими хребет зонами разломов. Примером такой впадины яв­ляется узкая и глубокая впадина Романы (7730 м). Поперечные разломы еще больше усложняют рельеф как рифтовой зоны, так и флангов Срединно-Атлантического хребта.

Как и другим срединно-океаническим хребтам, Срединно-Атлан-тическому хребту присущ рифтогенный тип земной коры, характери­зующийся высокой плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо. В рифтовой зоне хребта распространены наряду с базальтами ультраосновные породы — перидотиты, дуниты. Для осевой зоны и флангов характерно чередование положительных и отрицательных магнитных аномалий, причем наиболее резко выра­женная положительная аномалия отмечена в центральной рифтовой долине. Гравитационные аномалии в редукции Буге (т. е. приведен­ные к уровню моря) над срединным хребтом обычно положитель­ные, но для рифтовых долин нередки резкие отрицательные ано­малии.

К рифтовой зоне приурочены эпицентры землетрясений. Наи­большее сосредоточение эпицентров отмечено на участках хребта, пересекаемых широтными и субширотными разломами. Один из та­ких разломов пересекает хребет в районе Азорских островов. С ним связаны активные проявления современного вулканизма.

Большое число параллельных друг другу поперечных разломов отмечено в приэкваториальной части хребта. Отдельные сегменты хребта, отсекаемые этими разломами, сдвинуты относительно друг друга на многие десятки и даже сотни километров. Этими сдвигами и обусловлено общее субширотное простирание Срединно-Атланти­ческого, хребта на его экваториальном отрезке.

Фланги хребта имеют также резко пересеченный горный рельеф и характеризуются проявлениями современного вулканизма цент­рального типа. Наиболее значительными современными действу­ющими вулканами на крыльях и в рифтовой зоне хребта являются вулканы хребта Рейкьянес (отрезок срединного хребта, примыка­ющий к Исландии), Тристан-да-Кунья, Ян-Майен.

Ложе Атлантического океана по обе стороны от Срединного хребта сложено земной корой океанического типа. Наименьшую

мощность кора имеет под крупными океаническими котловинами/ разделенными подводными возвышенностями и хребтами с несколь­ко повышенной толщиной земной коры. Эти котловины и возвышен-

ности имеют собственные названия, которые приведены на прилага­емой схеме (рис. 34).

Ниже в качестве примера приводится строение одной из подвод­ных возвышенностей ложа океана — Бермудского плато, располо­женного в центральной части Североамериканской котловины. Бер­мудское плато имеет вид горста-антеклизы, с обрывистым юго-вос­точным и пологим северо-западным склонами. В строении плато ярко проявляется трещинная тектоника. Крутой склон расчленен глубокими ложбинами типа подводных каньонов, представляющих собой, видимо, узкие грабены, открытые в сторону котловины. Це­лая сеть разломов проявляется и в рельефе поверхности плато. На пересечениях разломов возвышаются подводные вулканы. Группа наиболее высоких вулканов образует фундамент Бермудских остро­вов, сложенных коралловыми известняками. Последние представ­ляют собой коралловые образования, насаженные на вершины под­водных вулканических гор.

Строение рельефа дна океанических котловин довольно однооб­разно. Почти в каждой котловине Атлантического океана выделяет­ся два основных типа рельефа. Большая часть площади дна кот­ловины имеет холмистый рельеф с интенсивностью вертикального расчленения в среднем 250—600 м, в некоторых случаях — до 1000 м. Этот тип рельефа получил название «рельефа абиссальных.холмов». Меньшая часть площади дна котловины почти идеально выровнена. Эти совершенно плоские пространства с ничтожными уклонами поверхности получили наименование плоских абиссальных равнин. Они обычно занимают не самые глубокие участки котловин, а те, которые расположены ближе к материковому склону и под­ножью. Сейсмические исследования показали, что на равнинах зна­чительны мощности осадочного слоя — до 1,5 км, тогда как в пре­делах абиссальных холмов толщина осадочного слоя измеряется не­сколькими сотнями или даже десятками метров.

Происхождение абиссальных холмов связывают с вулканиче­скими процессами. По мнению Г. Менарда, это частично погребен­ные под осадками мелкие формы вулканического происхождения типа лакколитов и щитовых вулканов. При очень малой мощности океанической коры вполне возможно образование при ее прогибании сети мелких разломов, по которым осуществляются вулканические проявления. После затухания магматического процесса происходит частичное погребение лакколита или щитового вулканического ап­парата под толщей донных осадков.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА

В отличие от Северного Ледовитого и Атлантического океанов ^в Индийском океане имеется не один, а несколько срединно-океани-ческих хребтов: Западноиндийский, Аравийско-Индийский, Цент-Ральноиндийский, переходящий к востоку от острова Амстердам

в Австрало-Антарктический (рис. 35). Все хребты, за исключением Австрало-Антарктического, сравнительно обстоятельно изучены и обнаруживают большое сходство в строении со Срединно-Атланти-

ческим хребтом. Австрало-Антарктический хребет исследован сла­бее. Он, по-видимому, отличается меньшим расчленением фланго­вых зон, меньшей высотой и слабой выраженностью рифтовой зоны. Срединные хребты Индийского океана, как и в Атлантике, раз­биты не только продольными разломами, придающими своду рифто-вую структуру, но и поперечными. Однако преобладают разломы

меридионального или (реже) субширотного, но не широтного про­стирания. С одним из таких субширотных разломов, рассекающих южную часть Аравийско-Индийского хребта, связана максимальная глубина Индийского океана — 6400 м '. Это разлом Вима. Широкая зона тектонического дробления недавно выявлена в средней части Австрало-Антарктического хребта. Она выражена сложной системой коротких меридиональных гребней и впадин.

Наряду со срединными хребтами в Индийском океане имеется несколько крупных хребтов с океаническим типом строения земной коры и сбросово-глыбовой структурой. Самый крупный из них — Восточноиндийский хребет, начинающийся в южной части Бенгаль­ского залива и заканчивающийся близ Центральноиндийского хреб­та. Эта огромная горная система (по протяжению больше Урала) была открыта в начале 60-х годов.

Упомянем о еще двух крупных глыбовых хребтах — Мальдив­ском и Мадагаскарском, расположенных в Западной части океана. Из них Мадагаскарский хребет, по всей вероятности, представляет собой материковую структуру и является погруженной частью Ма-дагаскарской платформы. Между о. Мадагаскаром и Аравийско-Ин-дийским хребтом расположен дугообразно изогнутый в плане Маскаренский хребет, который в северной части (район Сейшель­ских островов) имеет материковый тип коры. По мнению одних ис­следователей, это обломок некогда единого материка южного полу­шария — Гондваны, объединявшего еще в начале мезозоя все юж­ные материки нашей планеты. По мнению других, это недоразвив­шийся материк.

Из крупнейших орографических элементов Индийского океана упомянем также вулканические плато Крозе и Кергелен. Первое из них — типичное океаническое образование. Плато Кергелен пред­ставляет собой далеко выдающийся на север выступ Антарктиче­ской материковой платформы.

Для днищ котловин Индийского океана наиболее характерен рельеф абиссальных холмов. Плоские абиссальные равнины зани­мают лишь очень небольшие участки дна.

РЕЛЬЕФ ЛОЖА И СРЕДИННЫХ ХРЕБТОВ ТИХОГО ОКЕАНА

В Тихом океане, площадь которого составляет почти половину все­го Мирового океана, отмечается наибольшее разнообразие мегарель-ефа ложа. Срединные хребты Тихого океана (их два — Южно- и Восточнотихоокеанский) по строению напоминают Австрало-Ан­тарктический: их широкие фланги имеют сравнительно слабо расчле­ненный рельеф, а рифтовая структура осевой зоны не так ярко про­является, как в Срединно-Атлантическом или Аравийско-Индийском хребтах. Наиболее крупные черты строения срединных хребтов Ти-

¹ Если не считать максимальную глубину Яванского глубоководного желоба.

хого океана связаны с секущими их вкрест простирания мощными разломами. По разломам срединный хребет разбит на целый ряд сегментов параллелепипедальных очертаний, сдвинутых относи­тельно друг друга по латерали¹. Геофизические черты строения срединных хребтов Тихого океана аналогичны описанным для дру­гих срединно-океанических хребтов.

Между 40 и 30° ю. ш. от Восточнотихоокеанского хребта на юго-восток отходит Западночилийский хребет, имеющий рифтовую структуру и отличающийся сейсмичностью и проявлениями вулка­низма, в связи с чем его можно гипотетически считать.ответвлением срединно-океанической системы. Севернее экватора в осевой зоне Восточнотихоокеавского хребта начинают проявляться черты риф-товой структуры.

Калифорнийский залив, по-видимому, представляет собой риф­товую зону на участке перехода рифтовой структуры на западную окраину Северо-Американского материка. Земная кора как Южно­тихоокеанского, так и Восточнотихоокеанского хребтов рифтоген-ного типа.

Другие линейновытянутые орографические элементы дна Тихо­го океана характеризуются океаническим типом земной коры. Они имеют вид крупных валов, на сводах которых насажены вулканы, в ряде случаев образующих целые вулканические цепи. Наиболее грандиозен из них по протяженности, высоте и бурным проявлени­ям вулканизма океанического типа Гавайский хребет, увенчанный одноименными островами. Вулканы этих хребтов щитовые и извер­гают магму основного состава.

Расположение крупнейших орографических элементов ложа Ти­хого океана показано на рис. 36.

В Тихом океане распространены также океанические валы, на гребнях которых возвышаются плосковершинные горы — гайоты. Морфологически это конусы с усеченной вершиной. Наиболее ха­рактерный вал с гайотами Маркус-Неккер протягивается в широт­ном направлении от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волкано. Глубина над вершинами многих гайо­тов достигает 2,5 тыс. метров (в среднем 1300 м). Такая глубина, очевидно, указывает на погружение гайотов, так как предполагать столь значительное понижение уровня океана в прошлом нет осно­ваний (рис. 37).

Другие океанические сводовые поднятия имеют горные вершины., увенчанные коралловыми постройками — кольцевыми рифами, или атоллами. По данным геофизических исследований, горы, по­служившие основаниями для коралловых рифов, также являются вулканическими образованиями. Интересно, что большая часть океа­нических сводовых хребтов и с вулканическими цепями, и с гайота­ми, и с коралловыми рифами приурочены к широкой полосе, пересе­кающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района

¹ Лат. lateralis — боковой, указывает на смещение сходных форм рельефа i сторону («вбок») относительно друг друга.

острова Пасхи до Северо-Западной котловины включительно. По мнению Г. Менарда, океанические, поднятия являются остатками древнего срединно-океанического хребта, который в конце мела — начале палеогена подвергся разрушению в результате мощных тек»

тонических процессов. По глубоким разломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испы­тали погружение, возник лабиринт котловин, горных поднятий, вулканов, гайотов и коралловых атоллов — исключительно сложный рельеф центральной и северо-западной частей ложа Тихого оке-

ана. О масштабах вулканических процессов того времени свиде­тельствует общий объем выброшенного вулканического материала. Он, по подсчетам Г. Менарда, оказался в десятки раз больше, чем суммарный объем эффузивов, слагающих лавовые плато Британ­ской Колумбии и Декана. Вулканическим материалом сложены у подножий подводных хребтов (уцелевших остатков срединного хребта) шлейфы в виде наклонных абиссальных равнин, получив-

айсбергами, образующимися благодаря стеканию льда с Антарк­тического ледникового щита.

Для ложа Тихого океана очень характерны глубинные разломы широтного простирания, прослеживающиеся на протяжении не­скольких тысяч километров. Они выражены в рельефе дна котловин в виде вытянутых с запада на восток узких глыбовых хребтов-гор­стов и сопровождающих их ложбин-грабенов. Разломы пересекают также Восточнотихоокеанский и Южнотихоокеанский хребты, при­чем отдельные сегменты хребтов, как уже упоминалось, сдвинуты относительно друг друга на сотни километров. Таким образом, и в Тихом и в Атлантическом океанах имеются бесспорные признаки значительных горизонтальных движений земной коры.

Тем не менее главное значение в развитии мегарельефа дна оке­анов вообще и Тихого в частности принадлежит, по-видимому, вер­тикальным движениям земной коры. Для срединных хребтов основ­ную роль играют положительные, а для ложа океана — отрица­тельные движения. Особо следует отметить, что отрицательные движения характерны не только для котловин, но и для большинства положительных форм рельефа ложа океана. Об этом свидетельству­ет нахождение гайотов на значительных глубинах, в десятки раз превышающих возможный размах колебаний уровня океана, и боль­шая мощность коралловых известняков, слагающих океанические атоллы. Бурение на некоторых атоллах Тихого океана показало, что общая мощность коралловых отложений, начиная с эоцена, до­стигает 1400 м, а рифообразующие кораллы могут обитать лишь на глубинах до 50 м. Собственные колебания уровня океана за счет таяния ледниковых покровов не превышают ПО м. Данные глубоко­водного бурения также свидетельствуют о значительных вертикаль­ных движениях (преимущественно отрицательных) дна океана. По-видимому, за кайнозой средняя величина погружения дна океана составила около 1 км.

ших название «островных шлейфов». Эти шлейфы — один из специ­фических типов рельефа окраинных частей котловин ложа Тихого океана.

Поскольку ложе Тихого океана почти всюду отделено от матери­ков глубоководными желобами, поступление терригенного матери­ала с суши в Тихий океан очень невелико. В результате в Тихом океане днища котловин имеют малую мощность осадков, всюду преобладает рельеф абиссальных холмов. Только в пределах залива Аляски имеется обширная плоская абиссальная равнина, но и здесь рассеяны -многочисленные гайоты. Кроме того, обширная абиссаль­ная равнина занимает большую часть приантарктической котлови­ны Тихого океана — котловины Беллинсгаузена. Широкое развитие абиссальных равнин характерно также и для приантарктических котловин Индийского и Атлантического океанов. Это связано со зна­чительным приносом терригенного материала плавучими льдами-108

ЧАСТЬ Ш. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ

Выше были рассмотрены эндогенные процессы, обусловленные внутренними силами Земли и некоторые созданные ими формы рель­ефа. Однако в «чистом», первозданном виде эндогенные формы встречаются редко. Начиная с момента зарождения и в процессе развития, они постоянно подвергаются воздействию экзогенных процессов, источником энергии которых является энергия, получа­емая нашей планетой извне, главным образом от Солнца. Несмотря на ведущую рельефообразующую роль эндогенных процессов, со­здающих различного рода неровности на поверхности Земли и на­правляющих деятельность экзогенных процессов, роль последних в рельефообразовании огромна и соизмерима с ролью эндогенных процессов. Тот сложный и многообразный рельеф, который наблю­дается на поверхности Земли, есть функция взаимодействия эндо­генных и экзогенных процессов. Что касается форм микро- и мезо­рельефа, а в ряде случаев и макрорельефа, с которыми чаще всего приходится иметь дело в повседневной практике, то в подавляющем большинстве они являются результатом деятельности экзогенных сил. Отсюда становится понятной важность познания закономерно­стей экзогенного рельефообразования, конкретных форм и комплек­сов форм рельефа, создаваемых различными экзогенными аген­тами.

В главе «Рельеф и климат» говорилось о том, что от климата зависят «набор» и степень интенсивности действующих экзогенных сил, что в разных климатических условиях возникают разные фор­мы и комплексы форм рельефа, что экзогенный рельеф подчиня­ется широтной географической зональности и высотной поясности. Короче говоря, экзогенный рельеф может дать значительную ин­формацию об условиях, в которых он образовался. Это свойство экзогенного рельефа может быть широко использовано и использу­ется при палеогеографических реконструкциях. Фактический материал для таких реконструкций дают реликтовые формы рельефа.

Экзогенные процессы рельефообразования заслуживают большо­го внимания еще и потому, что они характеризуются высокими скоростями: мы видим, как на наших глазах растут овраги, как из­меняется облик речных долин после паводков или прохождения по ним селей, как отступают морские берега в одних местах и наращи­ваются в других, как меняется облик рельефа под влиянием хозяй­ственной деятельности человека. Все это заставляет, во-первых,

учитывать деятельность экзогенных процессов в практике повсе­дневной жизни и, во-вторых, тщательно изучать закономерности экзогенного рельефообразования.

Суммарный эффект деятельности экзогенных агентов заключа­ется в перемещении вещества с более высоких гипсометрических уровней на более низкие, хотя имеются и отклонения от этого пра­вила. Перемещение вещества происходит при непременном участии силы тяжести, которая оказывает либо прямое влияние на него (в случае обвалов, осыпей, оползней и т. д.), либо опосредствован­ное, через деятельность текучих вод, ветра, ледников и т. д. Участие в каждом экзогенном процессе силы тяжести, фактора, по своему существу эндогенного, делает деление рельефообразующих процес­сов на эндогенные и экзогенные до некоторой степени условным и еще более подчеркивает взаимосвязь и взаимообусловленность эн­догенного и экзогенного рельефообразования.

Перечень и краткая характеристика экзогенных процессов бы­ли даны выше (см. с. 20). В этом разделе они рассматриваются бо­лее подробно.

ГЛАВА 12. ВЫВЕТРИВАНИЕ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Каждый рельефообразующий процесс — это прежде всего процесс динамики вещества, слагающего литосферу Земли. Но в отличие от эндогенных факторов способных перемещать целые блоки земной коры, экзогенные факторы осуществляют этот процесс при непре­менном условии дезинтеграции горных пород¹. Поэтому, по сущест­ву, начальным этапом любого экзогенного процесса является подго­товка горной породы к дезинтеграции, измельчению. Совокупность процессов-; осуществляющих дезинтеграцию горных пород, называют выветриванием.

В зависимости от факторов, воздействующих на горные породы, и результатов воздействия процессы выветривания подразделяются на два типа — физическое и химическое выветривание. Оба типа выветривания тесно связаны друг с другом, действуют совместно, и только интенсивность проявления каждого из них, обусловленная целым рядом факторов (климатом, составом пород, рельефом и т. д.), в разных местах неодинакова.

Иногда выделяют еще один тип выветривания — органогенное, связанное с воздействием на горные породы растительных и живот­ных организмов. Однако выделять органогенное выветривание в самостоятельный тип, по-видимому, нет необходимости, так как воз­действие организмов на горные породы всегда можно свести к про­цессам физического или химического выветривания.

¹ Дезинтеграция горных пород — распадение их на обломки различной вели­чины без изменения состава.

Ill

ФИЗИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ

Физическим выветриванием называется дезинтеграция горной породы, не сопровождающаяся химическими изменениями ее соста­ва. В зависимости от главного действующего фактора и характера разрушения горных пород физическое выветривание делят на тем­пературное и механическое.

Температурное выветривание происходит без участия внешнего механического воздействия и вызывается изменением температуры. Интенсивность температурного выветривания зависит от состава породы, ее строения (текстуры и структуры), а также от окраски, трещиноватости и ряда других факторов.

Большое значение при температурном выветривании имеют ам­плитуда и особенно скорость изменения температуры. Поэтому су­точные колебания температуры при выветривании играют большее значение, нежели сезонные.

Температурное выветривание наблюдается во всех климатиче­ских зонах, но наиболее интенсивно оно протекает в областях, ха­рактеризующихся резкими контрастами температур, сухостью воз­духа, отсутствием или слабым развитием растительного покрова. Такими областями являются прежде всего тропические и внетропи-ческие пустыни. Интенсивно температурное выветривание протекает также на крутых склонах высоких гор.

Механическое выветривание происходит под воздействием таких факторов, как замерзание воды в трещинах и порах горных пород, кристаллизация солей при испарении воды. Как видно из сказанно­го, оно тесно связано с температурным выветриванием.

Особенно сильный и быстрый механический разрушитель горных пород — вода. При ее замерзании в трещинах и порах горных по­род возникает огромное давление, в результате которого порода рас­падается на обломки. Это явление часто называют морозным вы­ветриванием. Предпосылками морозного выветривания служат тре-щиноватость горных пород, наличие воды и соответствующие темпе­ратурные условия.

Следует отметить, что интенсивность морозного выветривания определяется не амплитудой, а частотой колебания температуры около точки замерзания воды, т. е. около 0°. Вследствие этого наиболее интенсивно морозное выветривание происходит в поляр­ных странах, а также в горных районах, преимущественно выше снеговой границы.

Раздробляющее действие кристаллизующихся солей заметнее наблюдается в условиях жаркого, сухого климата. Здесь днем при сильном нагревании солнцем влага, находящаяся в капиллярных трещинах, подтягивается к поверхности, и соли, содержащиеся в ней, кристаллизуются. Под давлением растущих кристаллов тре­щины расширяются, что приводит в конечном счете к нарушению монолитности горных пород, к их разрушению.

Разрушению горных пород способствуют намокание и высыха­ние (этот фактор особенно важен для глин, суглинков, мергелей), 112

а также физическое воздействие организмов (корней растений, зем-лероев, камнеточцев).

В результате физического выветривания компактные породы распадаются на остроугольные обломки различной формы, величи­ны, т. е. образуется материал, из которого формируются осадочные обломочные породы — глыбы, щебень, дресва.

По мере дробления горных пород интенсивность физического вы­ветривания ослабевает и создаются все более благоприятные ус­ловия для химического выветривания.

ХИМИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ

Химическое выветривание есть результат взаимодействия горных пород наружной части литосферы с химически активными элемен­тами атмосферы, гидросферы и биосферы. Наибольшей химической активностью обладают, как известно, кислород, углекислый газ, во­да, органические кислоты. С воздействием этих веществ на горные породы и связано в основном химическое выветривание, сущность которого заключается в коренном изменении минералов и горных пород и образовании новых минералов и пород, отличных от перво­начальных. Изменение исходных минералов и горных пород, их раз­рушение и разрыхление (наблюдаемое, правда, не всегда) происхо­дит в результате растворения, гидратации, окисления и гидролиза.

Химическое выветривание наблюдается повсеместно. Однако наиболее интенсивно оно протекает в областях с влажным клима­том и хорошо развитым растительным покровом. Интенсивность процесса резко возрастает с повышением температуры. Поэтому химическое выветривание достигает максимальной интенсивности в зоне влажных тропических лесов. Оно резко замедляется в поляр­ных областях, где средняя температура года ниже 0°. Ослаблено химическое выветривание в аридных тропических и субтропических областях вследствие малого количества осадков и на крутых склонах гор из-за быстрого удаления продуктов выветривания.

В результате химического выветривания образуются раствори­мые и тонкодисперсные продукты выветривания, обладающие по­вышенной миграционной способностью.

КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ

Продукты выветривания в одних случаях могут быстро удалять­ся с поверхности породы по мере их образования, в других — на­капливаться на поверхности, в третьих — уже накопившиеся продук­ты выветривания могут быть удалены на последующей стадии раз­вития территории.

Совокупность остаточных (несмещенных) продуктов выветрива­ния называют корой выветривания. Существует целый ряд класси­фикаций кор выветривания. Большинство авторов выделяют следу-

ющие типы кор: а) обломочная, состоящая из химически неизменен­ных или слабо измененных обломков исходной породы; б) гидрослюдистая кора, характеризующаяся слабыми химически­ми изменениями коренной породы, но уже содержащая глинистые минералы — гидрослюды, образующиеся за счет изменений полевых шпатов и слюд; в) монтмориллонитовая кора, отличающаяся глубо­кими химическими изменениями первичных минералов; главный гли­нистый минерал — монтмориллонит; г) каолинитовая кора; д) кра­сноземная и е) латеритная. Последние два типа коры представляют собой результат длительного и интенсивного выветривания с полным изменением первичного состава исходных пород.

Каждый из выделенных выше типов кор выветривания имеет зо­нальный характер. Обломочные коры преобладают в полярных и вы­сокогорных областях, а также в каменистых пустынях низких ши­рот. Гидрослюдистые коры характерны для холодных и умеренных областей с вечной мерзлотой. Монтмориллонитовая кора образуется в степных и полупустынных областях, каолинитовая и красно­земная наиболее характерны для субтропиков и, наконец, лате­ритная кора формируется при наиболее активном химическом вы­ветривании в условиях жаркого и влажного экваториального климата.

Изложенное выше дает возможность перейти к оценке роли вы­ветривания в рельефообразовании.

Само выветривание не образует каких-либо специфических форм рельефа. Однако, будучи самым постоянным и мощным фактором дезинтеграции горных пород, выветривание готовит рыхлый мате­риал, который становится доступным для перемещения другими эк­зогенными агентами, или перемещается на более низкие гипсомет­рические уровни под непосредственным воздействием силы тяжести. Именно в этом аспекте роль выветривания как фактора рельефо-образования огромна.

В некоторых случаях в процессе выветривания происходит не разрыхление, а цементация рыхлых пород. Так, в условиях жарко­го и сухого климата наблюдается цементация рыхлых поверхност­ных образований углекислой известью, гипсом или поваренной солью. В областях с несколько большим количеством осадков пре­обладает известковый цемент, с увеличением аридности климата углекислая известь заменяется гипсом. Мощность известково-гипсо-вых кор достигает 2 м.

Еще более мощные коры образуются в условиях тропического климата с четко выраженными сухим и влажным сезонами года. Здесь коры образуются за счет цементации окислами железа, ре­же — алюминия. Подобные коры выполняют роль бронирующего пласта, предохраняя нижележащие рыхлые образования от эрозии и дефляции. В ряде случаев наличие мощных железистых кор спо­собствует формированию инверсионных форм рельефа.

Неперемещенные, остаточные коры выветривания могут «фикси­ровать» ранее сформированные выровненные денудационные по­верхности. Изучение этих кор позволяет, во-первых, восстанйвли-

вать палеогеографическую обстановку их формирования и, во-вто­рых, определять время- «фиксации» денудационного рельефа (см. с 24).

Эффект применения геоморфологических методов для выявления пространственного положения «фиксированных» денудационных поверхностей и условий их образования позволяет широко исполь­зовать эти методы для поиска целого ряда ценных полезных иско­паемых (бокситов, железных, никелевых и кобальтовых руд, россы­пей цветных металлов и т. п.), связанных с корами выветривания.

ГЛАВА 13. СКЛОНЫ, СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ СКЛОНОВ

понятие «склон», классификация склонов

Как уже упоминалось, рельеф земной поверхности состоит из соче­тания склонов и субгоризонтальных поверхностей. Согласно С. С. Воскресенскому, к склонам следует относить такие поверхно­сти, на которых в перемещении вещества определяющую роль игра­ет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, еще очень мала, и такие поверхности к склонам не относятся. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изучения генезиса склонов и происхо­дящих на них процессов.

Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветрелыми ко­ренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, происходящих на склонах. Соотношение, зависящее от многих факторов, бывает разным. Это является причиной разнообразия склоновых процессов, о чем будет сказано ниже. О перемещении вещества на склонах можно судить на основании непосредственных полевых наблюдений, а в случае ма­лых скоростей этих процессов — на основании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений.

Процессы, протекающие на склонах, ведут к перемещению, а при благоприятных условиях — к накоплению продуктов выветривания, т. е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация является одним из основных экзо­генных факторов формирования рельефа и основным поставщиком материала, из которого образуются потом аллювиальные, леднико­вые, морские и другие генетические типы отложений.

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоно­выми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу и тем самым способст­вует усилению выветривания. Медленная денудация склонов, на-

против, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способ­ствует интенсификации склоновых процессов. Таким образом, отме­чает С. С. Воскресенский, темп склоновых процессов определяет в конечном счете быстроту денудации.

В последнее время изучению склонов и склоновых процессов уде­ляется очень большое внимание. Это изучение имеет как научный интерес (позволяет установить генезис и историю развития релье­фа), так и огромное практическое значение. Изучение склонов и склоновых процессов особенно важно при прикладных исследовани­ях, ставящих своей задачей борьбу с эрозией почв, при изысканиях

под строительство соо­ружений на склонах, при поисках месторож­дений различных по­лезных ископаемых и ъ д,

Особенности фор­мирования склонов на­ходят свое выражение прежде всего в морфо-

логии, т. е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме. По крутизне склоны делят на крутые (а^35°), склоны средней крутизны (а=35—15°), отлогие склоны (а=15—5°), очень отлогие склоны (а = 5—2°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл и дает возможность судить о характере и ин­тенсивности современных склоновых процессов.

По длине склоны делят на длинные (/>500 м), склоны средней длины (/=500—50 м), короткие склоны (/<50 м). Длина склонов обусловливает различную степень увлажнения склоновых отложе­ний, а от степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов.

По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, выпукло-вогнутыми (рис. 38). Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена ступенями, по­вышениями и понижениями неправильных очертаний и т. д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процес­сах, происходящих на них, а иногда дает возможность судить о ха­рактере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.

Наклоненные участки поверхности Земли (склоны) возникают в результате деятельности или эндогенных или экзогенных сил. В соответствии с этим все склоны могут быть подразделены на скло­ны эндогенного и экзогенного происхождения.

Склоны эндогенного происхождения могут быть образованы в ре­зультате тектонических движений земной коры, магматизма, зем­летрясений. Склоны тектонического генезиса могут возникать в результате колебательных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны, связанные с проявлением магмати­зма, могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так

_и эффузивного магматизма. С известной долей условности к скло­нам эндогенного происхождения можно отнести склоны, созданные деятельностью грязевых вулканов (псевдовулканические).

Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с дей­ствующими экзогенными факторами могут быть выделены склоны, созданные поверхностными текучими водами (флювиальные скло­ны), деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. К этой же группе следует отнести склоны, созданные организмами (коралловые рифы), а также склоны, явля­ющиеся результатом хозяйственной деятельности человека. Неред­ко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов.

Склоны экзогенного, а также вулканического и нсевдовулканиче-ского происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так и за счет накопления материала, и в соответствии с этим под­разделяться на склоны денудационные (выработанные) и аккуму­лятивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подраз­делить на структурные, пространственно совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктур-ные склоны, у которых такого совпадения нет.

Склоны, возникающие в результате перечисленных выше процес­сов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием целого ряда процессов. Именно эти процессы Ю. Г. Симонов назы­вает склоновыми в отличие от склоноформирующих процессов, в результате которых образуются исходные (первичные) наклонные поверхности. В природе эти процессы тесно взаимосвязаны. Уже в самом начале образования наклонные поверхности подвергаются воздействию тех или иных склоновых процессов, поэтому морфоло­гический облик подавляющего большинства склонов является ре­зультатом совместного воздействия склоноформирующих и склоно­вых процессов. Лишь в некоторых случаях процессы образования и преобразования склонов разорваны во времени. Примером та­кого рода может быть образование уступа во время землетрясе­ния и последующее его преобразование склоновыми процессами и др.

В зависимости от морфологических особенностей склонов, соста­ва и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкрет­ных физико-географических условий склоновые процессы отлича­ются большим разнообразием. По особенностям склоновых про­цессов С. С. Воскресенский выделяет следующие типы склонов.

1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах кру­
тизной 35—40° и более обломки, образующиеся в результате про­
цессов выветривания, самопроизвольно (под действием силы тяже­
сти) скатываются к подножью склонов. К ним относятся обвальные,
осыпные, а также лавинные склоны.

2. Склоны блоковых движений. Образуются при смещении вниз
по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению бло­
ков в значительной мере способствуют подземные воды, хотя роль
гравитации остается значительной. Крутизна таких склонов колеб-

лется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, склоны оползней-сплывов и склоны отседания.

3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Харак­
тер смещения грунта зависит от его консистенции (состояния, лат.
consistere — состоять), обусловленной количеством содержащейся
в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на скло­
нах разной крутизны: от 40 до 3°. К склонам массового смещения
материала относятся солифлюкционные, склоны медленной соли-
флюкции, дефлюкционные (крип) и др.

4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные
процессы зависят от целого ряда факторов, и в первую очередь
•от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых
и на очень пологих (2—3°) склонах.

СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ СКЛОНОВ

Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходя­щие на склонах, и их морфологические результаты.

Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от ос­новной массы горной породы крупных глыб и последующего их пе­ремещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует воз­никновение трещины или системы трещин, по которым затем проис­ходит отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим резуль­татом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.

Стенки срыва представляют собой довольно ровные поверхно­сти, часто совпадающие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 30—40°. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок дости­гает 90°, иногда ниши ограничены нависающими карнизами. Чет­ко выраженные ниши напоминают по внешнему виду огромные цир-ковидные чаши.

Аккумулятивная часть обвального склона обладает беспорядоч­ным холмистым рельефом с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Сложена она крупнообломочным материа­лом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до де­сятков метров.

Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине реки Мургаб -{Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил ■более 2 км³, а ее масса — около 7 млрд. т. Если сравнить эту массу •с твердым стоком Волги (около 25 млн. т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквивален­тен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы имели место в Альпах. По дан­ным А. Герхарда, объем наиболее крупного из них около 15 км³, а площадь, занятая обвальными массами, 49 км².

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных до­лин и образованию озер. Таково происхождение озера Рица на Кав­казе, озера Иссык в Заилийском Алатау, Сарезского — на Памире и множества других в любом высокогорном районе мира.

Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разной величины и движутся вниз по склону к его подошве, где и откладываются или по инерции продолжают двигаться по дну до­лины. Известны случаи, когда обвальные массы продвигались па крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7—12 км. При

ГТГ» TJ^TZGUTJI IT ТЗ ТТГь TT~U ПАЛ Т.Г tJ

движении вдоль долин.камен­ные потоки -производят значи­тельную работу по изменению поверхности склонов долин. По данным С. Н. Матвеева, поток скалистых обломков в одной из альпийских долин вырабо­тал борозду глубиной шесть — десять метров при ширине 10— 20 м.

Обвалы небольших масс по­роды, состоящей из обломков размером не более 1 м³, назы­вают камнепадами. Следует заметить, что обвалы и камне­пады вместе с осыпями и лави­нами осуществляют едва ли не

нами осуществляют едва ли we основную работу по денудации склонов гор. По данным М. PL Иве-роновой, скорость денудации в Тянь-Шане только за счет камне­падов составляет 0,17 мм в год.

Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимуществен­но с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблю­даются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланца­ми. У классически выраженной осыпи различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз по склону, ока­зывают механическое воздействие на поверхность склона и выраба­тывают в нем желоб — осыпной лоток глубиной 1—2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денудационных участков скло­нов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина кото­рых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть скло­нов, бровка склона становится фестончатой (рис. 39). Иногда рель­еф денудационной части осыпных склонов оказывается очень слож­ным, образованным системой башен, колонн и т. п.

Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор; пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, фор­мируется конус осыпи.

Осыпные конусы могут сливаться друг с другом, к ним примеши­вается грубообломочный обвальный материал, и в конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мел­ких обломков породы. Формируются отложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сортировкой материала. Одна из осо­бенностей строения коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по ак­кумулятивной части осыпного склона и слагают подножие осыпей.

В возникновении обвалов и осыпей скрытое участие принимает вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, а также способствуют раз­рушению породы при замерзании в трещинах. Разрушение усили­вается и за счет изменения объема породы при смене увлажнения и высыхания. Образуются обломки разной формы и величины, кото­рые смещаются вниз по крутому склону преимущественно под дейст­вием силы тяжести.

При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель отла­гает несомый материал в виде небольшого «языка» с расширенной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в своем движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у под­ножья склонов сразу после ливня. В этом процессе примерно равное участие принимают силы гравитации и текущей воды.

Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со скло­на снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная осо­бенность горных склонов, на которых образуется устойчивый снеж­ный покров. В зависимости от характера движения снега по склонам Г. К. Тушинский выделяет три типа лавин: особы, лотковые и пры­гающие лавины.

Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русел). При осовах в движение вовлекается слой снега толщиной 30—40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительная. Лишь иногда у подножья склонов фор­мируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного особом со склона.

Лотковые лавины движутся по строго фиксированным руслам, за­ложенным часто временными водотоками. У лотковых лавин, как правило, хорошо выражены лавиносборные понижения, лотки, по которым движется снежная масса, и конусы выноса. Лавиносборны-мн понижениями часто служат отмершие кары или эрозионно-дену- дационные водосборные воронки.

Лавинные лотки — это крутостенные врезы с отшлифованными склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сече­нии они имеют нередко корытообразную форму. Продольный про­филь лотков может быть ровным или с уклонами различной величи­ны. Лавинные лотки хорошо опознаются на местности и дешифри-

руются на аэрофотоснимках по ряду косвенных признаков: па «лавинным прочесам», т. е. полосам, лишенным древесной расти­тельности, изменению характера растительности и т. д.

Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обло­мочным материалом. Обломочный материал, вытаивающий из ла­винного снега и скапливающийся из года в год у основания лавин­ных лотков, образует своеобразную рыхлую толщу, которую часта называют лавинным «мусором». Лавинные конуса выноса состоят из несортированного обломочного материала и включения большого* количества органических, остатков —■ обломков деревьев, дерна и т. д. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неров­ная, бугристая.

При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверх­ности дна долин иногда наблюдается выпахивание аллювия. В ре­зультате создаются гряды, похожие на снежные валы, образующие­ся после прохода снегоочистительного клина. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10—15 см до-2—5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут образоваться бугры высотой 2—3 м.

К прыгающим лавинам относят лотковые лавины, продольный-профиль которых характеризуется наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых лавин.

Рельефообразующая роль лавин зависит от их размеров и час­тоты схода. Размер и часто