- •Часть I. Общие вопросы
- •Глава1. Определение геоморфологии как науки и объекта ее изучения
- •Глава 2. Основные сведения из истории возникновения и развития геоморфологической науки
- •Глава 4. Факторы рельефообразования
- •Часть II. Эндогенные процессы и рельеф
- •Глава 5. Рельефообразующая роль тектонических движений земной коры
- •Глава 6. Магматизм и рельефообразование
- •Глава 7. Землетрясения как фактор эндогенного рельефообразования
- •Глава 8. Строение земной коры и планетарные формы рельефа
- •Глава 9. Мегарельеф материков
- •Глава 11. Мегарельеф ложа океана и срединно-океанических хребтов
- •Глава 12. Выветривание и рельефообразование
- •Глава 13. Склоны, склоновые процессы и рельеф склонов
- •Глава 14. Флювиальные процессы и формы
- •Глава 15. Карст и карстовые формы рельефа
- •Глава 16. Гляци( льные процессы и гляциальные формы рельефа
- •Глава 17. Рельефообразование в областях распространения вечной мерзлоты
- •Глава 18. Формы рельефа аридных стран
- •Глава 19. Береговые морские процессы и формы
- •Глава 20. Некоторые экзогенные процессы
- •Часть IV. Методы геоморфологических исследований и геоморфологическое картографирование
- •Глава 21. Структура и методы полевых геоморфологических исследований
- •Глава 22. Геоморфологические карты
- •Часть I. Общие вопросы .... ........ . . . 5
- •Глава 15. Карст и карстовые формы рельефа 171
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.
95
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
96
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.
98
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*
99
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
101
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
103
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
104
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.
105
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.
106
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-
107
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,
110
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.