В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов тектонических движений безотносительно ко времени проявления этих движений. В настоящее время установлено, что главная роль в формировании основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим движениям, под которыми исследователи чаще всего понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом убедительно свидетельствует, например, сопоставление крупных черт рельефа на гипсометрической карте бывшего СССР и карты новейших тектонических движений на ту же территорию (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикальными положительными тектоническими движениями в рельефе соответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской равнины, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.
Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменные равнины с мощной толщей осадков

Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории бывшего СССР (по Н.И. Николаеву, значительно упрощена):
1 - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2 - области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятий; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (а) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опусканий; 7 - граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); 8 - граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 - граница распространения действующих
вулканов

неоген-четвертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской низменности, северная часть Западно-Сибирской равнины, Колымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущественно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.
Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектонических движений проявилась, прежде всего, в деформации топографической поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографической поверхности новейшие тектонические движения “контролируют” расположение на поверхности Земли областей сноса и аккумуляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денудационного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процессов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.
Выражение в современном рельефе геологических структур зависит от типа и характера неотектонических движений, литологии слагающих их пород и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф (о чем говорилось выше), на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений между рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур, крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.
Формы рельефа земной поверхности, в образовании которых главная роль принадлежит эндогенным процессам и в морфологии которых четко отражаются геологические структуры, называют морфоструктурами. Это понятие было введено в 1946 г. И.П. Герасимовым. Однако до настоящего времени среди исследователей нет единого мнения в толковании понятия “морфоструктура” ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответствия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследователи понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структуры, другие - только прямой рельеф. Некоторые исследователи относят к морфоструктурам только активные геологические структуры, а отпрепарированные, пассивные структуры называют литоморфоструктурами.
Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испытывает деформации практически всюду и разного характера. Так, в настоящее время поднятие испытывают территория Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии сразу после таяния ледника они составляли 10-13 см/год, в настоящее время - около 10 мм/год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на берегах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м) (рис. 13). Берега Северного моря в пределах Голландии и соседних с ней областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.
Интенсивные тектонические движения испытывают области альпийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы, Гималаи и Памир за неоген-чет-

Рис. 13. Гляциоизостатическое поднятие Балтийского щита после исчезновения последнего ледникового покрова (по Н И. Николаеву):
1 - изогипсы (м); 2 - граница каледонид; 3 - граница балтийского щита

вертичное время поднялись на несколько километров. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Кура-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свидетельством существующих здесь разнонаправленных движений служит положение береговых линий древних морей, предшественников современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебакинского, уровень которого располагается на абсолютной высоте 10-12 м, в настоящее время прослеживаются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках соответственно +300 и +200 м, а в пределах Кура-Арак- синской низменности вскрыты скважинами на абсолютных отметках -250-300 м.

О проявлении неотектонических движений можно судить по многочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим признакам: 1) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения климата или каких- либо других причин; 2) деформации морских и речных террас и древних поверхностей денудационного выравнивания; 3) глубоко погруженные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; 4) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя объяснить эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана или другими причинами; 5) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее
пути тектонического повышения - антиклинальной складки или воздымающегося блока, образованного разрывными нарушениями (рис. 14).
Рис. 14. Антецедентные сквозные ущелья рукавов р. Гердыманчай в восточной оконечности Кара- марьянской гряды {Азербайджан, по В.А. Гроссгейму)
О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические поднятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабильными в тектоническом отношении или испытывающими погружение. На таких участках меняется и морфологический облик эрозионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, наблюдаются изменение продольного профиля рек и резкие изменения направления их течения в плане, не объяснимые другими причинами, и т.д. Все эти (и ряд других) признаки позволяют использовать геоморфологический метод для выявления положительных тектонических структур, в частности при поиске нефтегазовых месторождений.
В зависимости от соотношения скоростей тектонических движений (Т) и денудационных процессов (Д) рельеф может развиваться по восходящему или нисходящему типу. Если Т gt; Д, рельеф развивается по восходящему типу. В этом случае увеличиваются абсолютные высоты территории, испытывающей поднятия, что
стимулирует усиление глубинной эрозии постоянных и временных водотоков и приводит к увеличению относительных высот. Формируются долины рек типа теснин, ущелий и каньонов, характеризующихся крутыми или даже отвесными склонами, что, в свою очередь, ведет к интенсивному развитию оползневых (при благоприятных гидрогеологических условиях) и обвально-осыпных процессов. Вследствие резкого преобладания глубинной эрозии над боковой в долинах рек слабо развиты или совсем отсутствуют поймы и речные террасы. Продольные профили рек характеризуются большими уклонами и невыработанностью: более или менее пологие уклоны на участках выхода легко размываемых пород чередуются с порогами и уступами на местах выхода устойчивых к размыву пород. Усиление интенсивности денудационных процессов способствует быстрому удалению рыхлых продуктов разрушения горных пород, результатом чего является хорошая обнаженность “свежих”, еще не подвергшихся разрушению пород, препарирование более стойких пород и как результат - четкое отражение геологических структур в рельефе (структурность рельефа), особенно в условиях аридного климата. Увеличение абсолютных высот, длины и крутизны склонов приводит не только к интенсификации ранее действовавших рельефообразующих процессов, но и к появлению новых: снежных лавин и селей, а при подъеме территории выше климатической снеговой границы - к процессам, связанным с деятельностью льда и снега. В результате в верхней части гор формируется новый тип рельефа - альпийский, характеристика которого была дана выше. Таким образом, изменение количественных характеристик - увеличение абсолютных и относительных высот, длины и крутизны склонов - приводит к качественным изменениям всего комплекса рельефообразующих процессов. Эти изменения находят отражение и на территориях, прилегающих к воздымающимся горам: здесь изменяется характер коррелятных отложений. По мере роста гор увеличиваются количество и крупность обломочного материала, выносимого постоянными и временными водотоками.
Если Тlt;Д, процесс рельефообразования развивается в обратном направлении: уменьшаются абсолютные и относительные высоты, склоны выполаживаются, речные долины расширяются, на дне их начинает накапливаться аллювий, продольные профили рек выравниваются и становятся более пологими, интенсивность эрозионных и склоновых процессов уменьшается. При снижении гор ниже снеговой границы прекращается рельефообразующая деятельность снега и льда. Накопление обломочного материала на дне эрозионных форм и склонах ведет к затушевыванию струк

турности рельефа, уменьшению площади выхода на поверхность свежих скальных пород. Вершины и гребни хребтов принимают округлые очертания. Все это ведет к уменьшению количества выносимого обломочного материала и его крупности.
Отмеченная связь между изменением рельефообразующих процессов на территориях, испытывающих поднятие, и характером коррелятных отложений, накапливающихся в области опускания, позволяет использовать коррелятные отложения для палеогеографических реконструкций: определения интенсивности тектонических движений прошлых геологических эпох, местоположения областей сноса, определения возраста проявления тектонических движений и формирования денудационного рельефа. Вот почему геоморфологи изучают не только сам рельеф, но и слагающие его породы, в частности коррелятные отложения.
Таким образом, существует тесная связь между характером и интенсивностью новейших тектонических движений, морфологией рельефа на разных стадиях его развития и коррелятными отложениями. Эта связь позволяет широко использовать геоморфологические методы при изучении неотектонических движений и геологической структуры земной коры.
Кроме новейших тектонических движений, различают так называемые современные движения, под которыми понимают движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические данные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений (до 10 см в год и более) диктуют необходимость их учета при строительстве долговременных сооружений - каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.

В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов текто­нических движений, безотносительно ко времени проявления этих движений.

В настоящее время установлено, что главная роль в формирова­нии основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим

Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории СССР (по Н. И. Николаеву, значительно упрощена): / - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2-области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятия; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (о) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опуска­ний; 7-граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); в -граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 - граница распространения действующих

дви­жениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом достаточно убедительно свидетельствует, например, сопоставление гипсометрической карты СССР и карты новейших тектонических движений (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикаль­ными положительными тектоническими движениями в рельефе со­ответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской низменности, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.

Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-чет­вертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской низменности, Северо-Сибирская низменность, Ко­лымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущест­венно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.

Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектониче­ских движений проявилась прежде всего в деформации топографи­ческой поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографи­ческой поверхности новейшие тектонические движения контроли­руют расположение на поверхности Земли областей сноса и акку­муляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денуда­ционного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процес­сов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.

Выражение в современном рельефе структур, созданных неотек­тоническими движениями, зависит от типа и характера неотектони­ческих движений, литологии деформируемых толщ и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф, на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений меж­ду рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур. Крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.

Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектони­ческим структурам, получили название морфоструктур. В настоящее время нет единого толкования термина «морфоструктура» ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответст­вия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследо­ватели понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структу­ры, другие - только прямой рельеф. Точка зрения последних, по­жалуй, более правильна. Морфоструктурами мы будем называть формы рельефа разного масштаба, морфологический облик кото­рых в значительной степени соответствует типам создавших их геологических структур.

Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испыты­вает деформации практически всюду и разного характера: и коле­бательные, и складкообразовательные, и разрывообразовательные. Так, например, в настоящее время поднятие испытывают террито­рия Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии они состав­ляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на бе­регах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м).

Берега Северного Моря в пределах Голландии и соседних с нею областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.

Интенсивные тектонические движения испытывают области аль­пийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы за неоген-четвертичное время под­нялись на 3-4 км, Кавказ и Гималаи только за четвертичное вре­мя поднялись на 2-3 км, а Памир на 5 км. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Куро-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свиде­тельством существующих здесь разнонаправленных движений слу­жит положение береговых линий древних морей, предшественни­ков современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебакинского, уровень которого располагал­ся на абсолютной высоте 10--12 м, в настоящее время прослежи­ваются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках +200- 300 м, а в пределах Куро-Араксинской низменности вскрыты сква­жинами на абсолютных отметках минус 250-300 м. Интенсивные тектонические движения наблюдаются в пределах срединно-океанических хребтов.

О проявлении неотектонических движений можно судить по мно­гочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим при­знакам. Приведем некоторые из них: а) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения, климата; б) деформации морских и речных террас и древних по­верхностей денудационного выравнивания; в) глубоко погружен­ные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; г) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя

объяснить эвстатическими колебаниями 1 уровня Мирового океана или другими причинами;

д) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее пути тектонического по­вышения - антиклинальной складки или блока (рис. 13),

О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические под­нятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины

эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабиль­ными в тектоническом отношении или испытывающими погруже­ние. Меняется на таких участках и морфологический облик эро­зионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, на­блюдаются изменение продольного профиля рек и резкие измене­ния направления их течения в плане, не объяснимые другими при­чинами, и т. д. Таким образом, существует тесная связь между характе­ром и интенсивностью новей­ших тектонических движений и морфологией рельефа. Эта связь позволяет широко ис­пользовать геоморфологиче­ские методы при изучении не­отектонических движений и геологической структуры зем­ной коры.

1 Эвстатические колебания - медленные изменения уровня Мирового океана, происходящие одновременно и с одинаковым знаком на всей площади океана за счет возрастания или сокращения поступления воды в океан.

Кроме новейших тектониче­ских движений, различают так называемые современные дви­жения, под которыми, согласно

В. Е. Хаину, понимают движе­ния, проявившиеся в историче­ское время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические дан­ные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений диктуют настоятельную необходимость их учета при строительстве долговременных соору­жений - каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.

ГЛАВА 6. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефообразовании. Это относится и к интрузивному и к эффузивному маг­матизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом, могут быть как результатом непосредственного влияния магматиче­ских тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием препарировки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоми­налось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные породы.

Батолиты чаще всего приурочены к осевым частям антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, по­верхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных аген­тов в зависимости от конкретных физико-географических условий.

Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территории СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хреб­та в Средней Азии (рис. 14), крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выра­жаются в рельефе положительными формами в виде куполов «ли «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа

Рис. 15. Лакколиты Минеральных Вод, Северный Кавказ (рис. Н. П. Костенко)

(рис. 15) в районе г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Же­лезная, Змеиная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).

От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жилоподобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещаю­щие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопа­дающие тела, напоминающие разрушающиеся стены (рис. 16,5-Б). Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 16, Л-Л). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внед­рением пород трапповой формации 1 .

Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе. Четкое отражение в рельефе находят образования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф. Вулканизм - объект исследования специальной геологической науки - вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.

В зависимости от характера выводных отверстий различают из­вержения площадные, линейные и центральные. Площадные извер­жения привели к образованию обширных по площади лавовых, плато. Наиболее известные из них - лавовые плато Британской Ко­лумбии и Декана (Индия).

Рис. 16. Отпрепарированные интру­зивные тела: А -А - пластован ин­трузия (силл); Б -Б секущая жила (дайка)

Швед, troppar - ступени лестницы.

Сплошным покровом обширные прост­ранства земной поверхности излившиеся массы могут покрывать и при трещинном вулканизме.

В современную геологическую эпоху наиболее распространенным видом вулканической деятельности является центральный тип из­вержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересечении двух или нескольких разломов. Поступление магмы происходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отлагаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относительно вы­хода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над цент­ром извержения возвышается более или менее значительная акку­мулятивная форма-собственно вулкан (рис. 17).

В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии - эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом. В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную фор­му рельефа - кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала происходит по периферии этой от­рицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вулкана, а также характера накопления продуктов извержения выделя­ют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.

Маар - отрицательная форма рельефа, обычно воронкообраз­ная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканиче­ского взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вул­канических накоплений. Все известные в настоящее время маары - не действующие, реликтовые образования. Большое число мааров описано в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров -от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканические конусы. Хорошо видны кратеры и барранкосы на склонах

1 Пирокластический материал - общее название обломочного материала, об­разующегося при извержении вулканов.

Кратеры взрыва, у которых в результате длительной денудации уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата, назы­вают трубками взрыва. Древние трубки взрыва в ряде случаев ока­зываются заполненными ультраосновной магматической породой - кимберлитом. Кимберлит - алмазоносная порода, и подавляющее большинство месторождений алмазов (в Южной Африке, в Брази­лии, в Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.

Морфология аккумулятивных вулканических образований в большой мере зависит от состава эффузивных продуктов.

Экструзивные купола - вулканы, образующиеся.при поступле­нии на поверхность кислой лавы, например, липаритового состава. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости неспособ­на растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковойкоркой, принимает форму купола с характерной концентрической
структурой. Размеры таких куполов - До нескольких километров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола из­вестны в Центральном Французском массиве, в Армении и других местах.

Щитовые вулканы образуются при извержении центрального ти­па в тех случаях, когда извергается жидкая и подвижная базальто­вая лава, способная растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг на друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами - порядка 6-8 граду­сов, редко больше. В некоторых случаях вокруг кратера образуется лишь узкий кольцевой вал с более крутыми склонами. Возникнове­ние таких валов связывают с лавовыми фонтанами, которые набра­сывают шлак на край кратера.

Щитовые вулканы очень характерны для вулканического ланд­шафта Исландии. Они здесь небольших размеров, потухшие. При­мером щитового вулкана может служить гора Дингья. Основание ее около 6 км в поперечнике, относительная высота - порядка 500 м, поперечник кратера - около 500 м. Для геологического разреза вулкана характерна слоистость, обусловленная многократностью излияний лавы.

Другой областью, для которой щитовые вулканы особенно ха­рактерны, являются Гавайи. Гавайские вулканы гораздо крупнее исландских. Самый крупный из Гавайских островов - о. Гавайи - состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щи­тового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Несмотря на столь громадные размеры, склоны этих гор очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превы­шает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, ас высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершины вулканов имеют вид лавового плато, посредине которого располагается гигантский кратер, имеющий вид лавового озера.

Наряду с вулканами, выбрасывающими только жидкую лаву, есть такие, которые извергают только твердый обломочный мате­риал - пепел, песок, вулканические бомбы, лапилли. Это так на­зываемые шлаковые вулканы. Они образуются при условии, если лава перенасыщена газами и ее выделение сопровождается взрыва­ми, во время которых лава распыляется, ее брызги быстро отверде­вают. В отличие от лавовых конусов крутизна склонов шлаковых вулканов до 45°, т. е. близка к крутизне естественного откоса. Склоны тем круче, чем грубее материал, который их слагает.

Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных стратовулканов, мелкие формы нередко образуются прямо на лавовых потоках. Рост таких конусов может происходить очень быстро. Так, шлаковый конус Монте-Нуова (Италия, окрестности Неаполя) возник в тече­ние нескольких дней буквально на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м. Самые крупные вулканические постройки - стратовулканы. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти пра­вильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая солки на Камчатке, Попокатепетль в Мексике и др. (см. рис. 17). Среди этих образований нередки горы высотой 3- 4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы несут на своих вершинах вечные снега и ледники.

У многих потухших или временно недействующих вулканов кратеры заняты озерами.

У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, причем современные кратеры нередко располагаются внутри кальдеры. Из­вестны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извер­жения, всегда очень крутые. Образование кальдер связано с раз­рушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальдера имеет провальное происхождение. У потухших вулканов расширение кальдеры может быть связано также с деятельностью экзогенных агентов.

Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых кратеров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успе­вает застыть и потерять.подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, обра­зовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец», как это было, например, при извержении вулкана Пеле на Мартинике в 1902 г. Обычно лавовый поток имеет вид сплюснутого вала, про­тягивающегося вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием у своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные пото­ки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вул­кану равнине или плато, или же в пределах плоского дна кальдеры. Базальтовые потоки длиной в 60-70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.

Значительно менее развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько кило­метров. Вообще для вулканов, выбрасывающих продукты кислого или среднего состава, гораздо большую часть по объему составляет пирокластический, а не лавовый материал.

Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость - лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он пре­вращается в отрицательную поверхностную форму рельефа - лаво­вый желоб. Желоба очень характерны для вулканических ландшаф­тов Камчатки.

Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный мик­рорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа по­верхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишко­образная лава. Глыбовые лавовые потоки представляют собой хао­тическое нагромождение угловатых или оплавленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в составе лав и при срав­нительно низкой температуре потока. Кишкообразные лавы отлича­ются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых скла­док, в целом действительно напоминающих «груды гигантских ки­шок или связки скрученных канатов» (И. С. Щукин). Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содержанием летучих компонентов.

Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока происходит нагро­мождение шлака в виде конуса. Такие формы получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров. При более спокойном и длительном выделении газов и» трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд про­дуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсиру­ется, и вокруг места выхода газов образуются кратерообразные воз­вышения, сложенные продуктами конденсации.

При трещинных и площадных излияниях лав обширные прост­ранства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подав­ляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрессии, рассекающей остров с юго-запада «а северо-восток (так называе­мый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лавовые по­кровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулканизм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии.

Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигают 10-12 куб. км. Грандиозные площадные из­лияния происходили в недавнем прошлом в Британской Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозрастные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так лавовое плато Колумбии имеет площадь более 500 тыс. квадратных километров, а мощность слагающих его лав достигает 1100-

1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествую­щего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В на­стоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шла­ковые конусы, лавовые пещеры и желоба.

При подводных вулканических извержениях поверхность излив­шихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гид­ростатическое давление водной толщи препятствует взрывным про­цессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф ша­рообразных, или подушечных, лав.

Излияния лавы не только образуют специфические формы рель­ефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, выз­вать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способст­вуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, ла­вовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют осо­бый морфологический тип морских побережий.

Излияния лав и выброс пирокластического материала неизбеж­но вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Послед­нее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхно­сти. В отдельных случаях началу извержения предшествует замет­ное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу на острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль ко­торого участок поверхности площадью около 3 км 2 за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание на 95 м.

Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут про­исходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рель­ефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны - цу­нами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода - извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извер­жения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и обра­зовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.

Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.

Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вул­канов являются центрами горного оледенения. Поскольку образующиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо прин­ципиальных особенностей, они специально не рассматриваются. Флювиальные формы вулканических районов имеют свою специ­фику. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воз­действуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении ко­торых главная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети - так на­зываемые барранкосы. Это глубокие эрозионные борозды, расходя­щиеся как бы по радиусам от вершины вулкана (см- рис. 17).

Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами. Шарры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по бывшим шаррам.

Общий рисунок речной сети в вулканических районах также за­частую имеет радиальный характер. Другими отличительными осо­бенностями речных долин в вулканических районах являются водо­пады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками за­стывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, воз­никающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вооб­ще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.

Для многих вулканических областей характерны выходы напор­ных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бы­вают окружены натечными, зачастую причудливой формы терраса­ми. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Йелоустонском парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, напри­мер, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов, разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Не­редко отдельности представляют собой многогранные столбы, ко­торые очень эффектно выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональ­ный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов - шестиугольников или пятиугольников, полу­чили название «мостовых гигантов».

При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического материа­ла. Более стойкие лавовые и другие магматические образования

подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).

Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация мо­гут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе - меза).

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

В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые по­токи, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, подни­мающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы (рис. 18).

Вулканический рельеф широко распространен «а поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обыч­но имели в виду вулканы суши. Исследования последних десятиле­тий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3 тыс. подводных вулканов.

Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к совершенно определенным зонам. Одна из таких зон имеет в основном меридиональное направление и протягивается вдоль западных побережий обеих Америк. Другая хорошо изучен­ная зона вулканических районов имеет широтное простирание. Она охватывает районы, прилегающие к Средиземному морю и тянется далее на восток, где пересекается в районе Индонезии с третьей вул­канической зоной, соответствующей западной окраине Тихого океа­на. В пределах третьей зоны большинство действующих вулканов приурочено к островным дугам - гирляндам островов, обрамляющим окраины Тихого океана, прилегающим к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много подводных вулканов.

Сравнительно небольшое число вулканов приурочено к зонам разломов, рассекающих такие древние материковые платформы, как Африканская.

В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков. Из океанических вулканических островов, можно назвать Гавайи, Азорские острова, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие. Особую вулканическую область представ­ляет Исландия. На первый взгляд, распределение таких вулканов: кажется незакономерным, спорадическим. Однако в распростране­нии и этих вулканов имеется достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после того, как будут рассмотрены основные чер­ты морфологии планетарных форм рельефа.

Исследователи рельефа и геологического строения дна океанов единодушно отмечают, что часто встречающиеся здесь плосковер­шинные подводные горы гайоты представляют собой подводные вул­каны, вершины которых при более низком относительном положении уровня моря были срезаны абразией. Как показывают данные буре­ния и геофизических работ, коренные основания океанических ко­ралловых островов также имеют вулканическое происхождение. Широко распространенный холмистый рельеф дна океана в основ­ном, как полагают, создан вулканическими извержениями. Все это свидетельствует об особенно широком развитии вулканических процессов именно в пределах Мирового океана.

ГЛАВА 7. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения имеют за­метное рельефообразующее значение. Геоморфологическая роль землетрясений выражается в образовании трещин, в смещении бло­ков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном направлениях, иногда в складчатых деформациях.

Известно, например, что при Ашхабадском землетрясении в 1948 г. на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин разной величины. Некоторые из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и доли­ны, вне видимой связи с существующим рельефом. По ним произошло перемещение масс в вертикальном направлении с амплитудой иногда до 1 м. Во время Беловодского землетрясения в 1885 г. (Кир­гизия) в результате вертикального смещения по трещинам блоков земной коры образовались уступы высотой до 2,5 м. При землетрясе­нии в Португалии (1775) набережная г. Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Во время землетрясения в Японии (1923) одна часть залива Сагами (к югу от г. Токио) площадью около 150 км 2 быстро поднялась на 200- 250 м, а другая опустилась на 150-200 м.

Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде отрицатель­ных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2,7 км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при этом землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, а ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м. В резуль­тате землетрясения в Прибайкалье в 1862 г. значительный участок Кударинской степи (в северо-восточной части дельты Селенги) пло­щадью около 260 км 2 опустился, и на этом месте образовался за­лив Провал глубиной до 8 м.

Иногда при землетрясениях могут возникать специфические по­ложительные формы рельефа. Так, во время землетрясения на се­вере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовав­шимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на по­верхность песок и глину. В результате возникали небольшие насып­ные конусы высотой 1-1,5 м, напоминающие миниатюрные грязе­вые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются деформации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии в 1891 г. <на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при зем­летрясениях, имеют сравнительно небольшие размеры, они доволь­но быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.

Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных под­земных толчков «а крутых склонах гор, берегах рек и морей воз­никают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлаж­ненных породах - оползни и оплывины. Так, во время Хаитского землетрясения в Таджикистане (1949) произошли крупные обвалы и осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью погребенным под оплывиной, мощность которой достигала нескольких десятков метров. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину р. Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной пло­тины в верховьях долины р. Баксан на Кавказе. Часто при земле­трясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь нако­пившийся на них рыхлый материал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.

В результате Алма-Атинского землетрясения в 1911 г. на север­ном склоне Заилийского Алатау оползневые и оплывные тела за­няли площадь более 400 км 2 .

Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в до­линах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей. Устремляясь вниз по долинам, сели производят огромную разруши­тельную работу, а при выходе из гор формируют обширные по пло­щади конусы выноса.

Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разры­вам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появля­ются новые, исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине р. Карадарья образовались грязе­вые вулканы.

Определенную рельефообразующую роль играют и те землетря­сения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда на­зывают,- моретрясения. Под их воздействием происходит пере­мещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных отло­жений даже на пологих склонах морского дна.

Моретрясения в ряде случаев вызывают образование гигантских морских волн - цунами, которые, обрушиваясь на берег, не только причиняют огромные разрушения населенным пунктам и сооруже­ниям, созданным человеком, но и оказывают местами существенное влияние на морфологию морских побережий.

Подобно вулканам, землетрясения на поверхности земного шара распределены неравномерно: в одних районах они происходят часто и достигают большой силы, в других они редки и слабы. Высокой сейсмичностью характеризуются средиземноморский пояс складча­тых сооружений от Гибралтара до Малайского архипелага и пери­ферические части Тихого океана. Значительной сейсмичностью от­личаются срединно-океанические хребты, область великих озер Вос­точной Африки и некоторые другие территории.

Если сравнить карты географии вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены к тем же областям, в которых сосредоточена большая часть действующих и потухших вулканов. Разумеется, это не простое географическое совпадение, а результат единства проявлений внутренних сил Земли. Это един­ство выявляется еще более четко при сопоставлении карты распро­странения вулканов и землетрясений с картой новейших тектони­ческих движений. Сопоставление дает основание прийти к за­ключению, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.

ГЛАВА 8. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезо­рельефа, образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа - планетарные - также обязаны своим происхождением внутренним

силам Земли, лежащим в основе образования различных типов зем­ной коры.

Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под матери­ками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры (рис. 19).

Кора материкового типа характеризуется большой мощностью - в среднем 35 км, местами - до 75 км. Она состоит из трех «слоев».

Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гра­нитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отме­чается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.

Под гранитным слоем залегает базальтовый слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных ус­ловиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Ис­тинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выровненных участков материков - 25-30 км.

Кора органического типа резко отличается от материковой. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощ­ностью от нескольких километров до нескольких сотен метров залегает промежуточный слой переменной мощности, нередко назы­ваемый просто «вторым слоем». Сейсмические волны распростра­няются в нем с большими скоростями, чем в осадочном, но мень­шими, чем в гранитном слое. Предполагают, что промежуточный слой состоит из уплотненных осадочных пород, пронизанных вул­каническими образованиями. В последнее время этот слой полу­чил название «океанического фундамента». Под ним залегает ба­зальтовый слой мощностью 4-7 км. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры является малая мощность и отсутствие гранитного слоя.

Особое строение земная кора имеет в областях перехода от ма­териков к океанам - в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере за­падной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные гео­синклинальные области обычно состоят из трех основных элемен­тов - котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоко­водных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сло­жены корой, близкой по строению к материковой. Характерной осо­бенностью переходных областей являются также сложное взаимо­сочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсив­ный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так на­зываемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры
этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность - зале­гание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3-7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но мень­шими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение ве­щества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило до­полнительное подтверждение в результатах глубоководного буре­ния, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атлантическом хребте.

Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответст­вуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20). Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади ма­терики могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части материков получили название подводной окраины материков. В геофизическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины ма­териков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.

Рис. 20. Схема соотношения различных типов земной коры и планетарных форм рельефа:

/ - материки (а) и их подводные окраины (б) - кора материкового типа; 2 - пере­ходные зоны - кора геосинклинального типа; 3 - ложе океана - кора океанического типа; 4 - срединно-океанические хребты - рнфтогенный тип земной коры

Океаническому типу земной коры соответствует ложе оке­ана.

Сложно построенная кора геосинклинального типа находит от­ражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.

Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе плане­тарной системе срединно-океанических хребтов.

Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеоб­разием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.

Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших пла­нетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при при­веденном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее, безусловно велика, так как условия рельефообразования на морском дне и на суше существенно различны.

Следует также отметить, что на материках, являющихся весь­ма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми плат­формами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразова­тельным движениям и еще не утратившие полностью черты, свойст­венные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся материковой земной корой.

В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мегарельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа матери­ков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе "и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.

ГЛАВА 9. МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ

Площадь материков вместе с подводной окраиной, а также альпий­скими эпигеосинклинальными континентальными образованиями и участками с корой материкового типа в пределах переходных зон составляет примерно 230 млн. квадратных километров.

По структуре материки - сложные гетерогенные тела, сформи­ровавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных ста­дий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. По характеру тектонической активности и направленности геологического развития в пределах материков выделяются более устойчивые (более стабильные) площади, полу­чившие названия платформ, и площади, обладающие большей тек­тонической подвижностью (мобильностью), - геосинклинальные области. Неоднородность строения и развития платформ и геосин­клинальных областей определяет различие рельефа в их пределах и позволяет выделить в пределах материков два основных типа морфоструктур - платформенные и геосинклинальные. При более де­тальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и гео­синклинальные области оказываются далеко неоднородными по геологическому строению, развитию и возрасту. Эта неоднородность
находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разного порядка.

При определении объема и интенсивности тренировочных нагрузок, обеспечивающих оптимальный эффект адаптации, возможно два пути. Первый -- интенсивный путь, заключающийся в дальнейшем возрастании суммарных объемов тренировочных нагрузок. На этом пути возможности дальнейшего спортивного роста для высококвалифицированных спортсменов к настоящему времени оказываются практически исчерпаны. Более перспективным с точки зрения дальнейшего прогресса в мировом спорте является второй вариант -- путь интенсификации тренировочной деятельности. На этом пути при сохранении уже достигнутых (почти предельных) объемов тренировочной нагрузки предлагается такое сочетание высокоинтенсивных, развивающих нагрузок с нагрузками поддерживающими, сохраняющими достигнутый уровень функционирования нужных систем, которое создает наилучшие условия для достижения спортивного успеха.

Имеющийся опыт подготовки сильнейших спортсменов показывает возможность ежегодного прироста общего объема тренировочной нагрузки на 20 %. У молодых спортсменов это увеличение возможно на 40 -- 50 % в зависимости от вида легкой атлетики и его индивидуальных особенностей адаптироваться к ней. Естественно, возрастает интенсивность упражнений, которая выражается в увеличении объема нагрузки, выполняемой с предель-ной и околопредельной скоростью в беге; в увеличении длины и высоты прыжков, дальности метаний, веса снарядов и штанги; в более энергичном, повышенном темпе и ритме специальных упражнений. Одним из показателей интенсивности спортивных нагрузок является рост количества соревнований.

Современные представления о соотношении объема и интенсивности тренировочных нагрузок в круглогодичном цикле предполагают так построить учебно-тренировочный процесс, чтобы, не противопоставляя объем интенсивности, периодически моделировать нагрузку и напряжение, характерные для состязаний. Круглогодичные применения специальной тренировки и основного вида (основная дистанция, основной снаряд, свой прыжок и т.д.) -- неотъемлемое звено в современной системе тренировки. Такая структура дает возможность расширить соревновательный календарь, сделав его круглогодичным. При этом следует предусмотреть обязательную вариативность нагрузок, основанную на законах адаптации, тогда высококвалифицированные спортсмены смогут показывать высокие результаты каждые 1,5 -- 2 месяца.

Органической частью любого упражнения, влияющего на нагрузку, является правильно организованный отдых. Рациональное чередование работы и отдыха лежит в основе всей спортивной подготовки и распространяется на повторное воздействие нагрузки в одном занятии тренировочного дня, на протяжении недели, месяца, года и лет.

Повторное применение тренировочных и соревновательных нагрузок органически связано с интервалами времени между ними и с восстановительными процессами. Число повторений, упражнений, характер и продолжительность интервалов отдыха зависят от задач, средств и методов подготовки, а также от особенностей видов легкой атлетики, уровня подготовленности спортсмена и внешних условий.

Между отдельными упражнениями и занятиями во всех случаях важно установить такие перерывы для отдыха, которые с учетом используемой величины нагрузки и характера выполняемых движений обеспечивают соответствующий тренировочный эффект. В зависимости от формы организации отдых бывает пассивным и активным. В перерывах между упражнениями, которые требуют точных движений и большого сосредоточения внимания, активный отдых дает хорошие результаты в восстановлении работоспособности. Например, во время занятий сложно-координационными видами легкой атлетики (барьерный бег, прыжки в высоту и прыжки с шестом, метание молота и копья) для отдыха применяют медленный бег, ходьбу или непродолжительные спортивные и подвижные игры. И наоборот, во время занятий циклическими видами можно предложить для отдыха кратковременное выполнение движений со сложной координацией.

Каждое новое повторение не должно проходить на фоне утомления от предыдущих действий. Продолжительность отдыха в этих случаях колеблется от 1 мин (в метаниях) до 3--4 мин (в прыжках с шестом). Что касается перерыва между занятиями, то на первом этапе обучения спортивной технике они должны проводиться ежедневно, а в дальнейшем -- 3--4 раза в неделю. Если перерыв составляет 48 часов, то это приводит к снижению уровня усвоенного материала занятия до 25 %, в первую очередь вследствие притупления кинестетической чувствительности.

По продолжительности отдых между нагрузками можно разделить на четыре вида: 1) полный (ординарный); 2) неполный (суперкомпенсаторный); 3) сокращенный (жесткий); 4) продолжительный (мягкий). Варьируя интервалами отдыха при одинаковом объеме (или интенсивности) нагрузки, можно добиться различного результата в развитии двигательных качеств. Например, в занятиях циклическими видами легкой атлетики неполный отдых в большей мере обеспечивает развитие выносливости, полный -- скорости, сокращенный -- скоростной выносливости, а продолжительный обеспечивает восстановление работоспособности после напряженной части занятий или после переутомления (перетренировки).

Количественные и качественные компоненты нагрузки органически взаимосвязаны. Но в зависимости от построения процесса подготовки спортсмена (задач, средств, методов, уровня нагрузок и т.д.) отношения между ними различны, соответственно различны адаптационные процессы. Качественные изменения (морфологические, физиологические, биохимические, психологические и биомеханические) обуславливают изменения количественной стороны в деятельности организма спортсмена. Важную роль в увеличении продолжительности действий упражнений является экономизация функций организма спортсменов, обеспечивающая выполнение той же работы при меньших затратах энергетических ресурсов.

Выполнение любого физического упражнения требует времени. И как бы оно ни было мало, это уже определенное количество работы, что составляет объем тренировочной или соревновательной нагрузки. А то количество нервно-мышечной работы, которая выполнена за единицу времени и связана с ее объемом, определяет интенсивность нагрузки. Объем и интенсивность в спорте неотделимы друг от друга. Отдельно существовать они могут лишь как понятия. В спортивной практике это две органически взаимо-связанные стороны любого выполняемого спортсменом физического упражнения. Так, например, длина дистанции и продолжительность бега -- количество тренировочной работы (объем нагрузки), а скорость передвижения -- ее интенсивность; выполненное количество бросков метателем -- объем специфической нагрузки, а результативность этих бросков -- ее интенсивность.

Довольно точно определяет уровень тренировочной нагрузки интегральный показатель сдвигов в организме -- частота сердечных сокращений (ЧСС). Для этого измеряют пульс во время выполнения упражнений, после него и в период отдыха. Сопоставляя эти показатели с интенсивностью нагрузки, с ее направленностью и учитывая время восстановления после нее, можно более объективно управлять учебно-тренировочным процессом.

Таблица 2 дает представление о том, как можно классифицировать нагрузки в спорте по направленности их воздействия, в основу которого положен учет путей энергообеспечения работы. При одинаковых условиях именно направленность нагрузки, определяющая меру участия в выполняемой работе различных органов и функций, указывает на степень их угнетения и продолжительность восстановления.

Таблица 2.

По величине нагрузку условно можно разделить на максимальную, большую, среднюю и малую. находится в пределах возможностей спортсмена. Ее критерии -- неспособность спортсмена продолжать выполнение предложенного задания. Пульс при этом достигает величины 180 и более ударов в минуту (уд/мин). Если усилием воли спортсмен постарается перейти эту границу, то нагрузка становится запредельной и может привести к перетренировке спортсмена.

по количеству упражнений и интенсивности движений составляет 70 -- 80 % от максимальной, т. е. дает возможность продолжать действие на фоне утомления. Показатели пульса здесь могут быть в пределах 150--175 уд/мин.

определяется количеством упражнений и ин-тенсивностью движений в пределах 40 -- 60% от максимальной, т.е. упражнение продолжается до появления чувства утомления. При этом показатели ЧСС доходят до 120--145 уд/мин.

составляет 20 -- 30 % от максимальной по количеству упражнений и интенсивности движений. Двигательное задание выполняется легко, свободно, без видимого напряжения, и пульс при этом не превышает 120 уд/мин.

По мере роста тренированности спортсмена нагрузка, которая вначале рассматривалась как максимальная, на последующих этапах становится большой или средней и т.д. Особенно это касается такого компонента нагрузки, как интенсивность. Чем выше интенсивность выполняемого упражнения, чем оно продолжительнее, тем больше затраты организма спортсмена, тем значительнее нагрузка на его психику. Надо учитывать и требования к таким качествам, как смелость, решительность, воля к победе и т.д. В принципе, чем выше интенсивность тренировочной работы, тем меньше ее объем, и наоборот. Уровень интенсивности обусловлен в первую очередь видом легкой атлетики. Там, где успех определяется максимальными усилиями (прыжки, метания, спринт), естественно, очень высок и уровень интенсивности специальной тренировочной работы; в других видах (бег на средние и длинные дистанции, спортивная ходьба) главное -- высокий средний уровень скорости передвижения.

С целью более эффективного выполнения спортсменом упражнений, с заданным тренировочным усилием, следует определять зоны интенсивности, как отношение заданной величины тренировочных или соревновательных напряжений к максимально возможным данным спортсмена. В таблице 3 представлена градация нагрузки по зонам интенсивности в скоростно-силовых видах легкой атлетики.

Таблица 3.

Зона 80 --90 % от максимума во всех видах легкой атлетики считается зоной развития. Применяя тренировочную нагрузку в зонах 90 -- 100 %, происходит воздействие на развитие быстроты, ее следует включать почти в каждое тренировочное занятие и строить таким образом, чтобы на протяжении каждого занятия применялась нагрузка во всех зонах интенсивности, с оптимальным ее соотношением. Тренировочная нагрузка в зонах 50 --80 % от максимума решает в основном задачи специальной разминки и восстановления, что способствует благоприятному протеканию всего тренировочного процесса.

Результат в легкой атлетике зависит от высокого уровня выносливости и диктует определенную избирательность тренировочных воздействий, которые обеспечиваются аэробными (с доступом кислорода), анаэробными (без доступа кислорода) и аэробно-анаэробными (смешанными) процессами организма спортсмена. В таблице 4 зоны интенсивности распределены по показателям ЧСС во время той или иной тренировочной работы при воспитании выносливости.

Таблица 4.

При использовании аэробного режима тренировочных воздействий пульс должен находиться в пределах 120 -- 160 уд/мин. При выполнении нагрузки в смешанном режиме частота пульса должна достигать 170--180 уд/мин. Анаэробный режим тренировки возможен при пульсе 190 и более ударов в минуту.

Очень важное значение в определении адекватности предложенных нагрузок имеет контроль за пульсом во время восстановления. Основная цель контроля пульса заключается в том, чтобы, определяя тренировочное напряжение, соблюдать главное требование тренировки -- избежать чрезмерного перенапряжения, предупредив случаи переутомления и перетренировок. Если пульс спортсмена после нагрузки не восстанавливается в течение определенного времени до нужного уровня (например, пульс остается свыше 120 уд/мин более 5 -- 6 мин после средней нагрузки), то это говорит о том, что нагрузка, вероятно, очень высока и тренировочная работа (количество, темп) должна быть снижена либо прекращена.

При скоростной тренировке время восстановления ЧСС до 120 уд/мин должно занимать 1 -- 4 мин между повторениями упражнений и 2 --5 мин между сериями до пульса 100--120 уд/мин. Развивая скоростную выносливость, следует ориентироваться на восстановление пульса до 120--140 уд/мин через 1-3 мин после выполнения работы, а между сериями пульс должен восстанавливаться до 100--120 уд/мин в течение 2 -- 5 мин. При восстановлении после стрессовой тренировки (контрольный бег, прикидка) пульс должен достигать 100 -- 120 уд/мин в течение 4--10 мин. Повторное выполнение такой нагрузки возможно через 10 -- 20 мин, если пульс в период восстановления достигает менее 100 уд/мин. Показателями для прекращения тренировочной работы следует считать пульс свыше 120 уд/мин после 5 -- 10 мин отдыха.

Уровни восстановления частоты сердечных сокращений несколько индивидуальны и могут обуславливаться возрастом, состоянием анаэробных функций, генетическим характером. Они могут быть между 108 --132 уд/мин. На процессы восстановления влияют также следующие моменты: спортсмен не в форме, слишком тяжелая тренировочная работа, предыдущая тренировочная нагрузка была слишком высокой, болезнь, утомление или переутомление. У большинства спортсменов уровень восстановления многих функций организма соответствует пульсу 120 уд/мин. Спортсмены с большим генетическим потенциалом могут восстанавливаться быстрее даже при высокой тренировочной нагрузке. При большом объеме работы с пониженной интенсивностью достаточно снизить показатели ЧСС до 120- 140 уд/мин во время отдыха, чтобы, частично восстановив энергетический потенциал, начать работу снова. При малом объеме работы с вышесредней интенсивностью достаточно в период отдыха достичь показателей ЧСС 120 уд/мин, чтобы возникла возможность в дальнейшем продолжать работу так же эффективно, как вначале. Когда выполняется «острая», ударная работа с высокой интенсивностью, в период восстановления (отдыха) ЧСС должна достигать 90--100 уд/мин, прежде чем повторить предложенную нагрузку.

Экзаменационный материал

Билет №6.

1.Районирование - основной метод географических исследований: что такое район, основные факторы формирования районов, значение районирования, признаки районирования и виды районов.

2.Исследование видов районирования территорий России.

Билет №7.

1. Административно -территориальное устройство России: что такое административно-территориальное деление и его основные функции, федерация, субъекты федерации и принципы их выделения, федеральные округа.

2. Установить состав федеральных округов России.

Билет №8.

1. Природные условия и ресурсы России: что такое природные условия и природные

ресурсы, виды природных ресурсов.

2.0ценка природных условий и ресурсов природного района России.

Билет №9.

1. Рельеф России: основные черты, горы и равнины.

2. Установить зависимость распространения крупнейших форм рельефа от особенностей строения земной коры.

Билет №10.

1. Минеральные ресурсы России и их использование: размещение полезных ископаемых России, виды минеральных ресурсов по агрегатному состоянию и промышленному использованию, позиции России в мире по стоимости и запасам полезных ископаемых.

2. Исследовать особенности размещения минеральных ресурсов России.

Билет №11.

1. Земная кора и человек: влияние земной коры и протекающих в ней геологических процессов на жизнь и хозяйственную деятельность людей; воздействие хозяйственной деятельности человека на поверхность земной коры и строение её верхней части.

2. Исследовать особенности проявления внутренних сил Земли на территории России.

Билет №12.

1. Климат России: факторы, влияющие на формирование климата России, воздействие географического положения и значительных различий в величине суммарной солнечной радиации на температуру воздуха и интенсивность природных процессов между северными и южными районами страны.

2.Проанализировать распределение суммарной солнечной радиации и радиационного баланса на территории России

Билет №13.

1. Климат России: влияние особенностей рельефа на климат России, типы воздушных масс на территории России и их воздействие на климат разных частей страны, Азиатский максимум и его влияние на территории России.

2.Определить типы климата по описанию и установить по климатограммам город (географический объект), расположенный в этом типе климата

Билет №14.

1. Климат России: распределение температур воздуха, атмосферных осадков и увлажнения по территории России.

2.Установить черты сходства и отличия в распределении летних и зимних температур воздуха и выявить особенности увлажнения в разных частях территории России.

Билет №15.

1. Климатические пояса и области: показатели отличия и основные черты климата климатических поясов и областей России.

2.Анализ основных показателей типов климатов России.

Билет №16.

1. Атмосферные фронты, циклоны и антициклоны: как возникают и влияют на погоду.

2.Определить тип погоды по характерным признакам.

Билет №17.

4.Укажите субъекты Российской федерации с наибольшим естественным приростом населения. С чем это связано?

Билет №24.

2.Исследуйте особенности половозрастной пирамиды России (см. атлас стр. 22).

«Помощник»

1.Как на современной половозрастной пирамиде отражены следы крупных социальных потрясений, пережитых Россией в XX веке?

2.Определите, в каких возрастных группах населения наблюдается наибольшее превышение женщин над мужчинами?

3.Какую часть населения страны составляют мужчины и женщины? В чём причины нарушения соотношения полов?

Билет №25.

2. Исследуйте особенности этнического и языкового и религиозного состава населения европейской части России (см. атлас стр. 24-25).

«Помощник»

1.Определите, какие народы населяют европейскую часть России? К каким языковым семьям и группам они принадлежат?

2.Какие народы, проживающие здесь относятся к крупнейшим (более 1 млн. человек)? Определите самые многонациональные районы европейской части России.

4.В каких субъектах этой части Российской Федерации преобладают коренные народы?

5.Какие языковые семьи и группы наиболее крупные, а какие наименее крупные?

б. Определите, какие религии исповедует население европейской части России? Какая из них самая распространённая среди верующих?

7.Установите основные районы распространения мусульманства и буддизма - ламаизма и народы, исповедующие эти религии.

8.Чем объяснить многообразие народов, языков и религий европейской части России?

Билет №26.

2.Исследуйте изменения плотности населения в пределах Основной зоны расселения России (см. атлас стр.22-23).

«Помощник»

1.Определите районы страны с наибольшей плотностью населения.

2.Установите величину преобладающей плотности населения в европейской части страны. Где она максимальная и минимальная?

З. Как изменяются показатели плотности населения на территории между Тюменью и Иркутском?

4.Какая плотность населения преобладает на участке от Улан-Удэ до Владивостока?

5.Сравните карты «Благоприятность природных условий для жизни людей» и

«Размещение населения» и сформулируйте вывод.

Билет №27.

2. Исследуйте особенности размещения городов на территории России (см. атлас стр.22-

«Помощник»

1.Определите, в какой из частей России (европейской или азиатской) больше городов?

2.Подсчитайте количество городов- миллионеров, крупнейших и крупных городов в европейской и азиатской частях России и сформулируйте вывод.

3.Установите, как соотносится число городов с населением более 500 тыс. человек с Основной зоной расселения и благоприятностью природных условий для жизни людей.

4.Определите, как изменялась современная численность городского населения России? С чем это связано?

Билет №28.

2. Исследуйте географические различия в миграционном росте (убыли) населения на территории России (см. атлас стр.25).

«Помощник»

1.Определите субъекты Российской Федерации с наибольшим коэффициентом миграционного прироста.

2.Установите субъекты Российской Федерации с миграционной убылью.

З. Сформулируйте обоснованный вывод о причинах современных миграционных потоках на территории России.

Рассмотрено на Методическом объединении и рекомендовано для проведения экзамена по географии «Россия: природа, население, хозяйство» , 8 класс.

Для описания всего многообразия действительности любой язык нуждается в выражении длительности, интенсивности и направленности . Для SAE и для многих других языковых систем характерно описание этих понятий метафорически. Метафоры, применяемые при этом, - это метафоры пространственной протяженности, т.е. размера, числа (множественность), положения, формы и движения. Мы выражаем длительность , словами: long "длинный", short "короткий". great "большой", much "многое", quick "быстрый", slow "медленный" и т.д., интенсивность - словами: large "большой", much "много", heavy "тяжело", light "легко", high "высоко", 1оw "низко", sharp "острый", faint "слабый" и т.д.; направленность - словами: mоге "более", increase "увеличиваться", grow "расти", turn "превращаться", get "становиться", аррrоасh "приближаться", go "идти", come "приходить", rise "подниматься", fall "падать", stop "останавливаться", smooth "гладкий", even "ровный", rapid "быстрый", slow "медленный" и т.д. Можно составить почти бесконечный список метафор, которые мы едва ли осознаем как таковые, так как они практически являются единственно доступными лингвистическими средствами. Неметафорические средства выражения данных понятий, так же как еаг1у "рано", late "поздно", soon "скоро", lastilig "длительный", intense "напряженный", vегу "очень", настолько малочисленен, что ни в коей мере не могут быть достаточными.

Ясно, каким образом создалось такое положениe. Оно является частью всей нашей системы - объективизации - мысленного представления качеств и потенций как пространственных, хотя они не являются на самом деле пространственными (насколько это ощущается нашими чувствами). Значение существительных (в SAE), отталкиваясь от названий физических тел, ведет к обозначениям совершенно иного характера. А поскольку физические тела и их форма в видимом пространстве обозначаются терминами, относящимися к форме и размеру, и исчисляются разного рода числительными, то такие способы обозначения и исчисления переходят в символы, лишенные пространственного значения и предполагающие воображаемое пространство. Физические явления: move "двигаться", stop "останавливаться", rise "подниматься", sink "опускаться", approach "приближаться" и т.д. - в видимом вполне соответствуют, по нашему мнению, их обозначениям в мысленном пространстве. Это зашло так далеко, что мы постоянно обращаемся к метафорам, даже когда говорим о простейших непространственных ситуациях. Я "схватываю" "нить" рассуждений моего собеседника, но если их "уровень" слишком "высок", мое внимание может "рассеяться" и "потерять связь" с их "течением", так что, когда он "подходит" к конечному "пункту", мы расходимся уже "широко" и наши "взгляды" так "отстоят" друг от друга, что "вещи", о которых он говорит, "представляются" "очень" условными или даже "нагромождением" чепухи.

Поражает полное отсутствие такого рода метафор в хопи. Употребление слов, выражающих пространственные отношения, когда таких отношений на самом деле нет, просто невозможно в хопи, на них в этом случае как бы наложен абсолютный запрет. Это становится понятным, если принять во внимание, что в языке хопи существуют многочисленные грамматические и лексические средства для описания длительности, интенсивности и направления как таковых, а грамматические законы в нем не приспособлены для проведения аналогий с мыслимым пространством. Многочисленные виды глаголов выражают длительность и направленность тех или иных действий , в то время как некоторые формы залогов выражают интенсивность, направленность и длительность причин и факторов , вызывающих эти действия. Далее, особая часть речи интенсификатор (thetensors) - многочисленнейший класс слов - выражает только интенсивность, направленность, длительность и последовательность. Основная функция этой части речи - выражать степень интенсивности, "силу", а также и то, в каком состоянии они находятся и как видоизменяются: таким образом, общее понятие интенсивности, рассматриваемое с точки зрения постоянного изменения, с одной стороны, и непрерывности - с другой, включает в себя также и понятия направленности и длительности. Эти особые временные формы - интенсификаторы - указывают на различия в степени, скорости, непрерывности, повторяемости, увеличении и уменьшении интенсивности, прямой последовательности, последовательности прерванной некоторым интервалом времени, и т.д., а также на качества напряженности, что мы выразили бы метафорически посредством таких слов, как smooth "гладкий", even "ровный", hard "твердый", rough "грубый". Поражает полное отсутствие в этих формах сходства со словами, выражающими реальные отношения пространства и движения, которые для нас значат одно и то же. В них почти нет следов непосредственной деривации от пространственных терминов .

Таким образом, хотя хопи при рассмотрении форм его существительных кажется предельно конкретным языком, в формах интенсификаторов он достигает такой абстрактности, что она почти превышает наше понимание.