Современный вулканизм Камчатки, рассматриваемый как рельефообразующий фактор в ритмы активизации (Никольская, 1976), заметно преобладает над зонально-провинциальными условиями климоморфогенеза, нарушая тем самым общую направленность экзогенного развития рельефа, выявленную (Никольская, Скрыльник, 1976) для всей территории Дальнего Востока. Одно из сопутствующих вулканизму явлений – образование эоловых форм микрорельефа – локально распространено в районах активного вулканизма (Мелекесцев и др., 1970).

Такой микрорельеф возник на шлаковых отложениях (продуктах извержения) Северного прорыва вулкана Толбачинского дола в 1975 г., в зоне базальтового ареального вулканизма, протягивающейся примерно на 20 км к северо-востоку и на 40 км к юго-западу от вулкана Плоский Толбачик. Исключительное по силе извержение завершилось образованием трёх шлаковых конусов относительной высотой в 300, 330 и 150 м, излиянием лав в объёме 0,2 км³ и выбросом огромных масс (1,13 км³) рыхлой пирокластики с общей площадью шлаковых отложений (от 10 см и более) до 300 км² (Чирков, 1976). Сильные (до 35–40 м/сек) зимние ветры (Кондратюк, 1974; Виноградов, 1975) в условиях малоснежья переотложили громадные массы шлака и пепла, сдув их со всех выпуклых форм рельефа. И поэтому год спустя (летом 1976 года) характер залегания и распределения мощностей отложений существенно отличались от первоначальных.

В ложбинах, западинах, деллях и других полых формах на расстоянии до 10–12 км от конусов произошло вторичное погребение не только горно-тундрово-луговой растительности и всех форм микрорельефа, но и отдельных массивов стелющихся ольховника и кедровника. В прямой связи с погребением растительности находится и широкое распространение мелкобугристого (от 0,3–0,4 до 0,6–0,8 м высотой) микрорельефа. Образование таких округлых в плане бугров до 2,5–3 м и более в поперечнике обусловлено погребением куртин кустарничковых

79

ив, произрастающих выше пояса стелющихся лесов. В вегетационный период 1976 года эти бугры снова обильно покрывались побегами ив и колосняком.

Весьма примечательно также интенсивное образование во всевозможных укрытых от ветров местах инверсионных форм рельефа. Сформировавшийся в начале зимы снежный покров в последующем был перекрыт переотложенным шлаком и пеплом. Таяние снежников в которых отчётливо прослеживается 8–10 пепловых горизонтов различной (от 0,02–0,03 до 0,1–0,15 м) мощности, коррелируемых с наиболее затяжными и сильными ветрами, привело к образованию в начальной стадии (в первую половину лета) округлых впадин глубиной до 1 м в которых и накапливался сносимый пирокластический материал. Во второй стадии (в конце лета) на месте растаявшего снега остались округлые (глубиной до 0,3–0.5 м) ямки, окружённые пологоокруглыми бугорками высотой от 0,2–0,4 до 0,8–1,0 м. Бугры более 0,6 м высотой часто соединялись седловинками в чёткообразные цепочки. После окончательного таяния снега и полного высыхания шлаков и пеплов в буграх, переотложенный микрорельеф очень быстро развевается ветром.

Внутри участка радиусом 5–6 км от конусов, растительный покров, погребённый под толщей шлака от 0,4–0,6 до 3–4 м. и более, практически полностью отсутствует. Лишь кое-где по периферии этой области, из под шлака выглядывают обожжённые вершинки ольховника и кедровника. На всей этой площади первичный микрорельеф лавовых базальтовых потоков предшествующих извержений с их развалами, буграми, провалами и трещинами был практически полностью выровнен отложенными и переотложенными продуктами извержения 1975 года.

Поверхность пирокластических отложений, лишённая растительности, повсеместно осложнена ветровой рябью. Волны ряби достигают 5–7 см, а на склонах шлаковых конусов их высота составляет 12–15 см. Часто встречаются образования, схожие по строению со снежными сугробами, застругами «ветровой доской» с крутыми (до 23–25°) уступами и мелкими (до 15–25 см в поперечнике) ячеями выдувания.

Для эолового микрорельефа характерна высокая динамичность, особенно ярко проявляющаяся в центральной (радиусом 5–6 км) части пеплопадов. По её периферии, где мощность шлаков и пеплов не превышает 30–40 см, происходит быстрое закрепление пирокластической толщи пионерной растительностью и прорастающими побегами погребённых, но не отмерших растений. Быстрое зарастание шлаковых отложений пионерной травяной растительностью (колосняком, кипреем, вейником) через год после крупнейшего извержения вулкана Ксудач в 1907 года поразило академика В. Л. Комарова (Комаров, 1941). Известный советский вулканолог Б. И. Пийп (Пийп, 1956) считал, что шлаково-пепловые отложения, в отличие от других

90

вулканогенных субстратов (отложений лавовых потоков, лахаров, пролювиальных конусов выноса и т. д.), способствуют развитию травяной растительности. Наши наблюдения подтверждают это мнение.

Возможно, следует ожидать полного закрепления поверхности шлаковых отложений в течение первых двух-трёх десятков лет, так как уже на втором году после извержения интенсивность образования новых форм эолового микрорельефа резко уменьшилась, о чём лучше всего можно судить по распространению инверсионных микроформ рельефа. По визуальной оценке, в 1977 году площадь, занятая этим микрорельефом, сократилась, по сравнению с 1976 годом не менее чем на порядок. Вероятно, в такой же степени уменьшился и перенос шлаково-пеплового материала.

Помимо закрепления части шлаковых отложений горно-тундровой растительностью, столь резкое уменьшение образование новых форм микрорельефа связано также и с уплотнением шлаково-пепловой толщи. Тут проявляется и гравитационное уплотнение шлакового чехла, и цементация (особенной с поверхности) отложений воднорастворимыми веществами, содержащимися в пирокластике. Доказательством заметного уплотнения и цементации шлаков служит заметное развитие флювиальных форм микрорельефа – борозд, рытвин, деллей, микрооврагов и микродолин, практически отсутствующих в 1976 году. Врезы временных водотоков достигают иногда 1,3–1,5 м, но чаще не превышаю 0,3–0,5 м. Русла их сложены отмытым шлаковым материалом и заканчиваются слепыми дельтам с косой слоистостью напластований.

Наличие в вулканических районах эоловых форм микрорельефа на высотах от 600 до 1300–1600 м (на таких высотах в других районах Камчатки формируется микрорельеф горных тундр, кустарничков и стелющихся стлаников, обязанный своим генезисом криолитогенным нивальным, гравитационным и эрозионным рельефообразующим процессам) подтверждает ведущую роль вулканизма (особенно в ритмы активизации) не только в формировании таких крупных форм рельефа, как вулканические нагорья, конусы и кальдеры, но и в происхождении своеобразных, в том числе и эоловых, форм микрорельефа. Об этом же говорит и широкая география вулканогенных эоловых форм.

Вулканические извержения, сопровождающиеся выпадением огромных масс шлаков и пеплов (вулканского и пелейского типов – Лучицкий, 1971), происходили и происходят во всех частях света. Приведём лишь несколько примеров таковых извержений, произошедших за последние годы.

В 1973 году произошло извержение вулкана Тятя (Курильские острова). Количество выброшенного пепла оценивается в 0,25 км³ (Малеев, 1975). В том же году в Исландии извергался вулкан

81

Хельтафелл. Высота эруптивной тучи, насыщенной пеплом, достигала 6–8 км (Дубик, Несмачный, 1975). В 1974 году, в результате побочного извержения вулкана Этна (Италия), образовался новый шлаковый конус Рапидо и пепловый чехол (Дубик, Шакиржанова, 1976). Вулкан Сакурадзима (Япония) с 1972 года находится в состоянии эксплозивного извержения – только в июле 1974 года в городе Сакурадзима, расположенном в 5 км от вулкана, слой выпавшего пепла составил 2 см. Активизировался в 1974 году и вулкан Фуэго (Центральная Америка). Высота эруптивной тучи достигала 7 км над кромкой кратера, а в зоне пеплопада (в 9 км от кратера) толщина пеплового покрова достигла 33 см. В другом регионе Земли, в Новой Зеландии, в 1974 году извергался вулкан Нгарухое – высота пепловой колонны достигала 4 км, а в окрестностях отмечались сильные пеплопады (Дубик, Шакиржанова, 1976).

Таким образом, можно говорить о том, что в первые годы на рыхлых пирокластических (шлаково-пепловых) отложениях развивается эоловый микрорельеф, а его распространение приурочено ко всем областям современного активного вулканизма. И о том, что в ритмы активности этот процесс образования эоловых форм рельефа подавляет зонально-провинциальные процессы образования микрорельефа земной поверхности.