Отложения аридных областей

Области сухого (аридного) климата характеризуются малым количеством атмосферных осадков (до 100—250 мм в год), высокими летними температурами, сухостью воздуха, высокой испаряемостью, резкими суточными колебаниями температур (на поверхности почвы до 70°), сильными ветрами. Это обуславливает слабое развитие или отсутствие растительного покрова, энергичный ход процессов физического выветривания и исключительно важную роль ветра в рельефообразовании аридных областей. Подобное сочетание условий создает специфический облик геоморфологического ландшафта, присущего пустынным областям или пустыням.

Наиболее обширные пространства пустынь образуют два широтных пояса на земном шаре: в северном полушарии это пустыни Северной Америки к востоку от хребта Сьерра-Невада, пустыни Северной Африки, Аравийского полуострова, Ирана, Средней и Центральной Азии; в южном полушарии — пустыни Калахари и Намиб в Африке, пустыни Южной Америки и Австралии. Климатический характер этой зональности подчеркивается приуроченностью большинства пустынь к тропическим широтам Земли, где широко развиты сухие ветры — пассаты. Часть пустынь расположена севернее этой зоны в условиях сухого континентального климата крупных материков Азии и Северной Америки.

Типы. пустынь. Пустыни могут быть и равнинными, и горными. Они подразделяются на каменистые, песчаные, глинистые, глинисто-солончаковые. Каменистые пустыни, или гаммады (кыры), представляют относительно возвышенные плато, покрытые тонким плащом щебня и глыб, среди которых возвышаются скалистые останцы. На территории бывшего СССР к типу гаммады приближаются пустыни Устюрта. Песчаные пустыни имеют наибольшее распространение и занимают огромные пространства. Они обладают песчаным покровом значительной мощности. Широко распространены движущиеся пески. Вопрос о происхождении песков является сложным. Часть их образуется в результате выветривания коренных пород в каменистых пустынях и транспортируется сюда ветром, но основные массивы пустынных песков являются продуктом эоловой переработки на месте песчаных аллювиальных и озерных отложений, заполнявших ранее обширные депрессии.

Здесь характерен сложный комплекс аккумулятивных форм рельефа. Самые крупные песчаные пустыни на территории бывшего СССР это Каракумы и Кызыл-кумы Средней Азии. Глинистые пустыни располагаются по краям или внутри песчаных пустынь. Они формируются в наиболее пониженных участках рельефа и представляют своеобразные ровные, как стол, пространства, сложенные с поверхности глинистыми осадками. Главная роль в их образовании принадлежит стоку поверхностных вод. Глинисто-солончаковые пустыни или шоры (соры) отличаются от предыдущих тем, что поверхность там покрыта корочкой соли 1—2 мм, под которой образуется пухлый солончак, состоящий из смеси пыли и солей. Примером подобных пустынь являются давно высохшее Сарыкамышское озеро, соры Урало-Эмбенской области.

Рельефообразующая роль ветра в пустынях. Ветер — главнейший агент морфогенеза пустынь, проявляет себя в формировании как денудационного, так и аккумулятивного рельефа.

Разрушительная деятельность ветра (дефляция) выражается в выдувании продуктов выветривания и ветровой корразии, которые дают начало обширному семейству - форм рельефа, развитых преимущественно в каменистых пустыня. Важная особенность ветровой корразии заключается в подтачивания склонов у основания. Это связано с тем, что главная масса крупных пёсчинок переносится в нижних слоях воздушного потока. Выдувание продуктов избирательного, выветривания приводит к образованию сложных, нередко причудливых форм (останцов - «болванов», каменных «грибов», качающихся скал и др. (рис. 40), сочетание которых в пределах протяженных скальных уступов производит впечатление крепостных стен, башен, ниш, или «каменных городов». В пересохших речных долинах гравитационные отложения в подножье склонов подвергаются дальнейшему интенсивному физическому выветриванию и измельченный при этом материал выдувается ветром. В результате формируется характерный тип долин «ваади», или «узбоев» с крутыми:склонами, резкосочлёняющимися с плоским дном и водоразделами. Выдувание в ряде случаев может приводить к препарировке пород не только на крутых склонах, но и на горизонтальных, или слабонаклонных поверхностях. Возникают котлы выдувания, округло-вогнутые желоба и разделяющие их гребни — ярданги.

Более крупными формами рельефа, до нескольких сотен метров в длину, являются котловины выдувания, «выдуй», образующиеся за счет выноса ветром слабо связанного материала продуктов выветривания. Ориентировка их длинных осей определяется как структурным фактором, так и господствующим направлением ветров. Последнее определяет также асимметрию поперечного разреза выдуев (рис.41).

Рис. 40. Скала-гриб, образовавшаяся в результате эоловой корразии в песчаниках Ута. Северная Америка.

 

Формы эоловой аккумуляции распространены исключительно широко в пределах песчаных пустынь. Встречаются они и в азо-нальных ландшафтах по побережьям рек, озер и морей, сложенным поясами песчаных отложений. Морфология аккумулятивных эоловых образований весьма разнообразна, что связано со сложным характером динамики ветрового потока. Широко распространены песчаные бугры, гряды, барханы, дюны.

Рис. 41. Строение и условия образования котловин выдувания в разрезе (стрелки — направление ветровых струй).

 

Возле кустов растений, а также при хаотическом характере ветра образуются бугристые и кучевые пески, представляющие -собой беспорядочно разбросанные бугры от 1,5 до 10 м высоты, длительно сохраняющиеся в рельефе лишь при условии их закрепления растительностью. При отсутствии таковой их неправильная поверхность постепенно сглаживается более устойчивыми ветрами. Возникают щитовидные дюны, которые, по Б. А. Федоровичу, под действием господствующих ветров преобразуются в барханы.

Барханы имеют в плане полулунную форму (рис. 42); их «рога» ориентированы в направлении господствующих ветров. Наветренный склон является отлогим (5—14°), подветренный — крутым (30—33°), что связано со сдуванием песчаных частиц вверх по его отлогому склону и их осыпанием за гребнем бархана. Подобная динамика определяет внутреннюю косослоистую текстуру бархана и его перемещение в направлении ветра. В размерах барханы варьируют от 3 до 15 м, изредка до 80 м в высоту, что зависит от мощности песков и особенностей ветров. Скорость перемещения барханов может достигать нескольких метров в месяц. Мелкие, барханы движутся быстрее крупных и, нагоняя их, образуют полисинтетические барханы.

При изменении направления господствующих ветров на поле речное барханы преобразуются в клиновидные пески, представляющие систему клинообразных холмов, вытянутых в направлении ветра.

Сходными по условиям образования формами являются барханные цепи. Они представляют собой песчаные гряды до 400 м длиной, расположенные поперек направления господствующих ветров, которое периодически меняется на противоположное. Поверхность гряд бывает осложнена барханами. Иногда эти цепи образуют параллельные системы. При этом, так как на стыке двух барханов скорость ветра больше, их соединенные «рога» могут выдвигаться вперед быстрее, что в случае установления более постоянных ветров приводит нередко к возникновению поперечных перемычек в депрессии между цепями. Так формируется ячеисто-грядовый эоловый рельеф.

Рис. 42. Барханы. Каракумы.

 

Барханным пескам противостоят грядовые эоловые формы. Они представляют собой симметричные в поперечном сечении гряды высотой 10—12 м и шириной 20—30 м, разделенные более широкими плоскими желобами, параллельными друг другу и ориентированными по направлению господствующих ветров. Высота гряд зависит от обширности пустынь и устойчивости господствующих ветров. Поверхность их местами осложняется барханами и поперечными барханными цепями.

Вне области пустынь, на побережьях и песчаных равнинах, ветер образует разнообразные песчаные холмы, называемые дюнами. Различают линейные и параболические дюны. Линейные дюны представляют собой грядообразные холмы песка, навеянного ветром. Они расположены поперечно к направлению преобладающих ветров (на побережьях морей и озер — вдоль берега). Поперечное сечение дюн обычно не симметричное, с более пологим наветренным склоном. Параболические дюны, как и барханы, имеют форму полумесяца, однако резко отличаются тем, что «рога» дюны обращены навстречу ветру, а выпуклый склон является узким и крутым — подветренным. Образование их связано с увеличением скорости ветра в центре гряды и ослаблением его к краям, что может объясняться сдерживающим влиянием лесной растительности или рельефа.

Ветровые отложения песчаных пустынь представлены эоловыми песками. Особенности их связаны с постоянным перевеванием песчаного материала, испытывающего многократное переотложение и длительный перенос ветром. Поэтому они очень хорошо отсортированы по величине зерен, которые округлены и нередко отшлифованы. В их составе господствует кварц, как наиболее прочный и распространенный минерал, но встречаются и полевошпатовые и даже известняковые и гипсовые пески, что объясняется слабостью химического выветривания. Важным признаком эоловых песков является перекрестная косая слоистость с двумя группами слойков: более пологих (5—12°) и более крутых (28— 35°) — навеваемых и осыпных.

Неэоловые формы рельефа в пустынях. Помимо главенствующих эоловых форм в пустынях развиты также пролювиальные, озерно-хемогенные и формы плоскостного смыва и намыва.

Пролювиальные конуса выноса и веера сухих дельт, образующие в подножьях горных пустынь сплошные шлейфы, являются важным элементом морфологии пустынного пояса - Столь же существенное значение имеют и педиплены — равнины подножий, образующиеся при отступании склонов, разрушаемых временными потоками, распластывающимися затем в виде веера у подножья склонов. Широко распространены в пустынях плоские мелкие депрессии — такыры, в пределы которых изливаются временные потоки, осаждающие тонкую муть и образующие грязевую лужу, при высыхании дающую плотную глинистую корку, обычно разбитую сетью полигональных трещин усыхания (рис. 43). Такыры занимают большие площади в глинистых пустынях. При активном перемещении песчаных масс в пустынях нередко можно наблюдать такыры, погребенные под барханами.

Лёссовые ландшафты периферической зоны пустынь. Выше нами рассматривались формы эоловой аккумуляции песчаных масс. Однако ветер переносит и более мелкие, в частности пылеватые (0,01—0,05) частицы. Такие частицы, в силу того что они поднимаются ветрами на большую высоту, могут переноситься в атмосфере на значительное расстояние, осаждаясь на периферии и в значительной мере далеко за пределами пустынь. Попадая в зону влажного климата, эоловая пыль переотлагается текучими водами и входит в состав делювия и других генетических типов отложений. По периферии пустынь, в сухих степях эоловая пыль может накапливаться, образуя пылеватую породу, называемую лёссом. Лёсс это обычно светлая желтовато-серая (палевая) порода, на 60—95% сложенная частицами размером 0,05—0,005 мм, преимущественно кварцевого состава, неслоистая, мелкопористая, карбонатная (до 30—40% СаСО₃), хорошо держащая вертикальные стенки, при увлажнении образующая просадки. Лёссы отлагаются на разных формах рельефа, и в том числе на водораздельных возвышенностях. Мощность их может достигать многих десятков метров. Лёссы широко распространены в южной части умеренного пояса, в особенности в Китае и Средней Азии. Очень близки к лёссам различного рода лёссовидные суглинки, отличающиеся более разнородным составом и возрастанием глинистой и песчаной составляющих. Нередко в них наблюдается слабо заметная слоистость.

Рис. 43. Трещины усыхания на поверхности такыра (Кизельватор и др., 1981).

 

Выяснение генезиса этих пород представляет значительные трудности. После капитальных исследований Ф.Рихтгофена и В.А.Обручева (1895 г.) утвердилось представление об эоловом генезисе лёссов. В соответствии с этим представлением пыль генерируется в пустынях за счет процессов физического выветривания и выносится ветрами за их пределы, в зону засушливых степей, где выпадает и накапливается под защитой степной растительности слоем равномерной мощности; в дальнейшем, в ходе диагенеза эти отложения преобразуются в лёсс. По данным А.С.Кесь и Б.А.Федоровича, в лёссовых районах; Азии наблюдается и специфический эоловый грядово-увалистый рельеф, осложненный последующей эрозией. Однако еще в 1903 г. А.П.Павловым было выяснено совершенно иное пролювиальное происхождение большой части лёссовидных пород Средней Азии. В 1916 г. Л.С.Берг предложил новую гипотезу происхождения лёссов из любых мелкоземистых пород путем выветривания и почвообразования в условиях сухих степей (гипотеза почвенного облессования).

За последние десятилетия в свете накопленного обильного фактического материала стало очевидным, что в составе лёссов и лёссовидных пород необходимо выделять различные генетические типы в зависимости от ведущего процесса их образования: делювиальные, пролювиальные, элювиальные, флювиогляциальные, аллювиальные, озерные, эоловые. Это позволило конкретизировать палеогеографические условия, источники сноса, различать свойства лёссов и лёссовидных пород в зависимости от их генезиса. Термин «лёсс» перестал быть синонимом эолового генезиса; он понимается в настоящее время как тип породы, природа которой является полигенетической. Для областей развития лёссов характерен специфический западинный рельеф наложенного типа, возникающий благодаря процессам просадочного и суффозионно-карстового характера (воронки, просадочные блюдца, линейные депрессии).

Эволюция рельефа стран засушливого климата. Развитие рельефа стран засушливого климата имеет свои характерные особенности. Отсутствие таких мощных факторов денудации как крупные реки и ледники способствует длительному сохранению прямого тектонического рельефа. Поскольку разноопущенные блоки и отдельные впадины обладают местными не связанными друг с другом базисами денудации, развитие рельефа в пределах каждого такого блока и его горного обрамления протекает в значительной мере изолированно. Возникают замкнутые депрессии с плоскими днищами и аккумулятивным рельефом, образовавшиеся в результате выполнения опущенных блоков. В США они получили название «больсонов» (исп.— bolson — «мешок», «карман»). К аккумулятивным уровням больсонов примыкают наклонные поверхности педипленов, со временем расширяющихся за счет разрушения приподнятых блоков и постепенного расчленения горных гряд. В дальнейшем они расчленяются на более мелкие массивы, и между изолированными больсонами устанавливается сообщение, что приводит к постепенному формированию общего базиса денудации и общему снижению рельефа. В конечном итоге формируется относительно выровненный денудационно-аккумулятивный рельеф с отдельными небольшими горно-островными массивами и вкрапленными среди пролювиальных и эоловых образований пятнами такыров и соленых озер.

В реальных условиях эволюция рельефа протекает значительно сложнее прежде всего потому, что одновременно с проявлением экзогенных процессов происходят тектонические движения различной скорости и амплитуды, в свою очередь регулирующих ход экзодинамики, а следовательно, и морфогенеза. Таким образом, описанные выше стадии процесса, рельефообразования могут выпадать и сосуществовать на смежных участках.

Важнейшее значение в эволюции рельефа пустынь имеет чередование продолжительных (десятки и сотни тысяч лет) эпох влажного и сухого климата — плювиальных и аридных эпох. В эпохи влажного климата резко возрастает деятельность водных потоков. Образуются крупные реки, откладывающие мощные толщи аллювиальных песков, резко увеличивается накопление пролювия. Происходит заполнение котловин озерами, в плоских изолированных впадинах развивается интенсивное химическое и солевое выветривание. Во время аридных эпох озера пересыхают, продукты выветривания выносятся ветром — впадины углубляются. Многократность таких смен ведет к саморазвитию впадин, которые при этом приобретают все большую глубину и ширину. В аридные эпохи главная роль в рельефообразовании переходит к эоловым процессам.

123	Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: