Типы поперечного профиля речной долины, причины его асимметрии, связь речных долин с геологическим строением. Типы устьев рек, особенности их развития.

Перечень вопросов по  дисциплине «Геоморфология»

 

Код компетенции: ОПК-2; наименование компетенции: владение базовыми знаниями фундаментальных разделов физики, химии и биологии в объеме, необходимом для освоения физических, химических и биологических основ экологии и природопользования; методами химического анализа, знаниями о современных динамических процессах в природе и техносфере, о состоянии геосфер Земли, экологии и эволюции биосферы, глобальных экологических проблемах; методами отбора и анализа геологических и биологических проб

1. Объект и предмет геоморфологии. Основные разделы геоморфологии.

Объектом геоморфологии традиционно считается рельеф земной поверхности. Дадим определение этому понятию. Рельеф – совокупность неровностей поверхности. Рельеф земной поверхности – совокупность неровностей земной поверхности, образующихся в результате сложного взаимодействия земной коры с водной, воздушной и биологической оболочками планеты. Предмет геоморфологии: 1. Морфология рельефа. 2. Генезис (происхождение) рельефа. 3. Возраст и история развития рельефа. 4. Современная динамика рельефа. Разделы геоморфологии:

 общая (фундаментальная). Изучает рельеф в целом. Обобщает понятие о рельефе;

 структурная. Занимается взаимосвязью рельефа с геологическим строением;

 климатическая. Изучает влияние экзогенных процессов на рельеф;

 динамическая. Изучает механизм рельефообразующих процессов;

 историческая. Изучает смену рельефа;

 поисковая. Помогает искать россыпи полезных ископаемых, когда они связаны с рельефом, или когда есть коррелятные отложения;

инженерная. Изучает рельеф в связи с необходимыми инженерными задачами (строительство);

 морская. Изучает рельеф берегов (курорты, проектирование портов, защита берегов от размыва, строительство водохранилищ), а также рельеф дна морей и океанов.

 

2. Теоретические цели и практические задачи геоморфологии.

Цель геоморфологии – познание законов развития рельефа и использование выяв-ленных закономерностей в практической деятельности человеческого общества. Основные задачи геоморфологии: · изучение морфологии (внешнего облика) рельефа; · определение происхождения (генезиса) рельефа; · определение возраста рельефа; · определение современного состояния рельефа; · определение динамики изменений рельефа. Значение изучения рельефа для практических целей: Изучение рельефа необходимо практически во всех отраслях геологии: при инженерно-геологических изысканиях – поскольку строительство гражданских, промышленных и инфраструктурных объектов любого масштаба (жилых зданий, промышленных сооружений, дорог, мостов, атомных и гидроэлектростанций и т.д.) ведется на поверхности, а в ряде случаев – внутри различных форм рельефа. Изучением рельефа для строительства и безопасного использования различных инженерных сооружений занимается инженерная геоморфология. При этом необходимо знать не только поверхностный, но и погребенный рельеф (карст, древние долины и т.д.) и учитывать его возможное негативное влияние на объекты строительства; при гидрогеологических изысканиях (для водоснабжения, ирригации, регулирования русел рек и др.) – поскольку положение водоносных горизонтов, особенно грунтовых вод, зависит от рельефа и новейших тектонических движений; при экологических изысканиях – при выборе мест для захоронения токсичных и радиоактивных отходов, сброса технических вод, размещения полигонов захоронения твердых бытовых и промышленных отходов, прогноза загрязнения окружающей среды и развития опасных процессов – оползания, обваливания, подтопления, карста и др.; при прогнозе и поисках месторождений полезных ископаемых: · с рельефом и его развитием (прежде всего – с речными долинами и морскими побережьями) напрямую связаны формирование и локализация россыпных месторождений (занимается геоморфология россыпей); · с речными, ледниковыми, морскими и некоторыми др. формами рельефа связаны месторождения некоторых строительных материалов (пески, песчано-гравийные смеси, глины); · к погребенным формам рельефа (руслам и дельтам рек, озерным впадинам, морским побережьям, рифовым постройкам и др.) и к тектоническим структурам, которые 5 могут проявляться в современном рельефе, приурочены многие нефтегазовые и угольные месторождения; при изучении новейшей и современной тектоники и геодинамики отдельных регионов. Рельеф – чуткий индикатор процессов, протекающих в земной коре. Он прямо или косвенно отражает новейшие тектонические структуры; в нем отражены морфология структурных форм, характер, скорость и время из развития, амплитуда движений, геодинамические условия формирования. Изучение сейсмодислокаций используется для оценки современной сейсмичности той или иной территории. Понимание современной тектонической обстановки, индикатором которой часто являются геоморфологические признаки, чрезвычайно важно при строительстве, прежде всего – опасных объектов; при картировании и стратификации четвертичных отложений – поскольку каждый генетический тип континентальных четвертичных отложений образует собственную, присущую только ему аккумулятивную форму рельефа; при изучении других планет – подобие земных и инопланетных форм рельефа позволяет по принципу аналогий установить строение и историю развития других планет. Так были составлены геологические, тектонические и геоморфологические карты Луны, Марса, Венеры и Меркурия. В ряде случаев открытия, сделанные на других планетах, дают ключ к пониманию некоторых событий в истории Земли.

3.  Основные  подходы к изучению рельефа: понятия морфографии и морфометрии, генезиса рельефа,  реликтового рельефа

Генетический и геометрический подходы к изучению рельефа.

Генетич: рельеф – трехм. физ. тело. Неровности с их геологич. содержанием. Верхн граница – ЗП. нижняя – глубина залеган. геологич. структур. На основании изуч. строения и формы рельефа можно узнать историю его развития. Исп. когда нужно занть связь мд рельефом и геологич. строением.

Геометрич: рельеф – неровности двумерной ЗП. без геологич. содержания. Исп, когда важны строение, форма рельефа (почвовед, ландшафтовед)

 Элементы, формы и типы рельефа.

Формы рельефа – отд неровности. Эл-ты: точечные (пересечения и сочленения линий – точки вершин, устьев, седловин, перевалов), линейные (гребневые, килевые, линии мах и мин уклонов, линии выпукл и вогн. перегибов, плановые лин), площадные (грани рельефа, огранич линиями и точками, прямые – редко). Ф-ции: абс высота, уклон ЗП, вертик. кривизна ЗП (+/-), гориз кривизна (выпукл, вогн, прямол).в молодом рельефе – эл-ты хорошо заметны, если очертания сглажены – реликтовый рельеф.

Формы: простые и сложные (сост из прост), положит и отриц, аккумулятивн и денудацион, открытые и замкнутые.

по масшт: планетарные (материки, океанич впадины, переходн зоны мд матер и ок); мегарельеф (горн пояса, равнины, подножия – тысячи км), макрорельеф (10ки 100ни км – горные хребты и долины, равнины), мезорельеф (100ни метров – ледники), микрорельеф( метры – карстовые воронки, береговые волны), нанорельеф – кочки. Формы объедин в:Типы: генетические (формы с общ происхожд), морфологич (формы и облик), морфо-генетич.

Гипсографическая кривая, морфология суши, понятие о морфографии и морфометрии.

20% - выше 2 км, -0,2 км – перегиб вниз, -3 км – перегиб гориз, -6 км – перегиб вниз – глубоков впадины. 11 км. 30% 50%. площадь 510 млн км2. ср высота матер – 875м, средняя гл ок – 3800 км, ср выс ЗП - -2400 км.

Морфография – описание рельефа, морфометрия – измерение рельефа.

Морфол.суши: На абсол. высоте 0-200м – низменности. Аккумулятивный хар-р.

200-500м – возвышенности. Денудационный хар-р.

До 1 км – плоскогорья с достаточно ровным рельефом вершин и пов-ти, но встречаются и перепады высот до сотен м.

Плато – высокая, очень плосковершинная пов-ть с min перепадами высот и резкоограниченные от соседных территорий.

Плоскогорья больше плато, но у плато более ровная пов-ть и резкие границе в виде уступов от территорий.

Горы – обширные территории ск4ладчато-глыбового строения, которые подняты на обширную высоту и хар-ся резкими перепадами высот до неск.км.

Относительные горы – превышение вершин над подножьями – даёт больше информ.

По абсол.высоте: низкие (3км), средневысотные(3-5), высокие(>5).

Нагорья – сложное сочетание горных хребтов, массивов, плато, плоскогорий, горных долин и котловин на общевысоком цоколе.У нагорья находится фундамент – цоколь.

 

4. Элементы, формы и типы рельефа. Классификация форм рельефа.

Э л е м е н т ы рельефа – поверхности, линии и точки. Каждая форма рельефа ограничена поверхностями, которые могут быть: относительно горизонтальные, наклонные, выпуклые, вогнутые, ступенчатые. Поверхности, пересекаясь, образуют линии: водораздельную, тальвега, подошвенную и бровки. Водораздельная линия – соединяет точки с наибольшими абсолютными отметками /в равнинном рельефе с плоскими водоразделами - это полоса, в горном - гребни хребтов/, линия тальвега /или водосливная линия/ - осевая наиболее глубокая часть дна долины, оврага, балки. Подошвенная линия – ограничивает дно речных долин, днища котловин, возвышенности с крутыми склонами и др. Линия бровки ограничивает овраги, балки, речные долины и др.. Точки – это места пересечения тех или иных линий из перечисленных выше: узловые /расположенные в месте соединения нескольких водораздельных линии/, перевальные или седловинные /в них горные хребты доступны для пересечения/, устьевые /расположенные в месте соединения тальвегов главной и боковой долин/, впадинные /расположенные в самых низких местах котловин, воронок, западин/. По внешним особенностям формы рельефа подразделяются на: · положительные /выпуклости, возвышенности/; · отрицательные /вогнутости, углубления/; · замкнутые /холмы, курганы, котловины/; · незамкнутые /речная долина, овраг, балка

Принципы классификации рельефа могут различаться; в каждом случае за основу берутся разные показатели: высота, размеры, геологические структуры, основные экзогенные факторы и пр.

Поверхность любого участка территории, будь то холмистая равнина или горная цепь, овражно-балочная система или сочетание карстовых воронок, слагается из чередующихся отдельных форм рельефа.

Каждую форму составляют элементы:

грани или поверхности,

ребра (пересечение двух граней),

гранные углы (пересечение трех или более граней).

В природе сочетания элементов создают повышения и понижения, выпуклые или вогнутые формы, занимающие различное положение относительно горизонтальной поверхности (уровня моря).

В выпуклых положительных формах (вулкан, холм) склоны (элементарные поверхности) падают в разные стороны, а в вогнутых отрицательных (карстовая воронка, озерная котловина) они наклонены один к другому.

Различают формы открытые (долина, балка) и замкнутые (котловина, холм).

Сочетание простых форм образует сложные формы. Например, озерная котловина осложнена террасами.

Формы рельефа значительно различаются по величине. Выделяют планетарные формы рельефа, мегаформы, макроформы, мезоформы, микроформы, наноформы.

Планетарные формызанимают площади в сотни тысяч и миллионы квадратных километров. К ним относятся материковые поднятия, океанические впадины, срединно-океанические хребты.Мегаформызанимают площади в сотни или десятки тысяч квадратных километров: крупные горные или равнинные страны на суше, отдельные котловины или хребты в океане.Макроформыявляются составными частями мегаформ с площадью сотни и тысячи квадратных километров: отдельные хребты горных систем, крупные межгорные впадины, возвышенности, низменности и т.п. Перечисленные формы рельефа связаны с деятельностью эндогенных процессов и прослеживаются на картах самого мелкого масштаба.Мезоформывходят в состав макроформ, являются проявлением экзогенных процессов и изображаются на картах среднего и крупного масштабов. Это долины рек, овраги, балки, крупные карстовые воронки, отдельные моренные холмы или гряды, булгунняхи.Микроформыпредставлены фрагментами более крупных форм. К ним относятся суффозионные западины, эрозионные рытвины, отдельные эмбриональные дюны, каменные кольца в тундре.Нанорельефпредставляет собой сочетание очень мелких форм, осложняющих более крупные формы поверхности. В качестве примера можно отметить болотные кочки, муравейни­ки, плужные борозды.

На основании гипсометрического подхода и в зависимости от преобладания абсолютных и характера относительных высот выделяется равнинный и горный рельеф.

Равнины (относительно слабо расчлененные территории) в свою очередь подразделяются на низменные (0-200 м), возвышенные (200-500 м), плоскогорья (выше 500 м).

Горы (обширные сильно расчлененные поднятия) подразделяются на низкие (до 1000 м), средние (1000-3000 м), высокие (более 3000 м). Следует отметить, что такая классификация по диапазону высот приблизительна. больших абсолютных высотах имеет характер высокого нагорья.

Гипсометрия океанического дна (батиметрия) включает неритовую зону (шельф) с глубинами до 200 м; батиальную (материковый склон) с глубинами 200-3000 м, абиссальную (ложе океана) — 3000-6000 м и гипабиссальную — более 6000 м.

Поскольку отдельные формы рельефа, как правило, группируются в комплексы, для которых характерно определенное сочетание экзогенных и эндогенных процессов, классификационный подход по одному признаку неизбежно будет односторонним и ограниченным, поскольку ни одна из названных классификаций не в силах охватить всего многообразия и специфических особенностей форм рельефа и поэтому не является исчерпывающей.

Более универсальной является генетическая классификация, которая синтезирует весь комплекс знаний о рельефе и содержит не только генетическую, но также морфологическую, геологическую, морфометрическую характеристики.

В современной науке генетический принцип классификации признается большинством авторов. Если опытный исследователь знает происхождение формы рельефа, то он может представить ее внешний вид, внутреннее строение, примерные размеры, геологические и морфометрические особенности. В связи с этим большинство общих геоморфологических карт составляется на генетической основе.

В зависимости от основного источника энергии рельефообразующих процессов выделяются классы рельефа. В соответствии с основным рельефообразующим фактором выделяются типы рельефа, которые представляют сочетание форм, закономерно повторяющихся в пределах того или иного участка земной поверхности и объединенных общностью происхождения и развития. Направленность и интенсивность древних и современных процессов учитывалась при выделении подтипов (эрозионный, аккумулятивный и др.). В каждом подтипе выделяются формы рельефа, для которых характерен единый способ формирования и схожее геологическое строение. класс®группа®тип®(подтип)®форма

Основываясь на генетическом и возрастном принципах с учетом направленности и интенсивности древних и современных геоморфологических процессов, выделяется три класса рельефа: эндогенный, экзогенный, техногенный, каждый из которых состоит из отдельных групп (аквальная, гляциальная, эоловая, гравитационная и др.). Последние в свою очередь включают типы рельефа (карстовый, суффозионный, солифлюкционный, водно-ледниковый и др.):

Например: экзогенный класс®гляциальная группа®ледниково-экзарационный тип®ложбина ледникового выпахивания.

 

5. Рельефообразующая роль эндогенных процессов.

Роль эндогенных процессов в рельефообразовании исключительно важна. эндогенные процессы являются причинами различных типов тектонических движений и связанных с ними деформаций земной коры, ими обусловлены землетрясения, эффузивный и интрузивный магматизм. эндогенные процессы приводят к дифференциации вещества в недрах Земли, формированию различных типов земной коры, возникновению форм рельефа, различных по морфологии и размерам, контролируют характер и интенсивность экзогенных процессов. Формы рельефа, образованные эндогенными процессами, называются морфоструктурами. Одни исследователи под морфоструктурой понимают любой рельеф (прямой и инверсионный), другие – только прямой.

1. Типы тектонических движений и рельефообразование

Различают три типа тектонических движений:

складкообразовательные;

разрывообразовательные;

вертикальные колебательные движения.

1. Складчатые нарушения и их проявление в рельефе. Элементарные виды складок – антиклинали и синклинали.

Антиклиналь – положительная структура, в ядре ее более древние породы, чем в крыльях.

Синклиналь – отрицательная структура, в ядре ее более молодые породы, чем в крыльях.

Обычно антиклинали и синклинали прямо выражены в рельефе или на их месте формируется инверсионный рельеф. Отражение в рельефе находят размер и внутреннее строение складчатых структур. Выделяются синклинальные и антиклинальные морфоструктуры.

Антиклинории и синклинории – крупные горные хребты и разделяющие их понижения. Крупные поднятия, состоящие из нескольких антиклинориев и синклинориев, называются мегантиклинориями. Обычно образуют мегаформы рельефа. Имеют облик горной страны, состоящей из нескольких хребтов и разделяющих их впадин (например, Большой и Малый Кавказ).

2. Разрывные нарушения и их проявление в рельефе.

Разрывные нарушения (дизъюнктивные дислокации) – это тектонические нарушения сплошности горных пород, сопровождающиеся перемещением разорванных блоков геологических тел относительно друг друга. прямо или опосредованно они отражаются в рельефе, создавая многие формы рельефа, но структуры, обусловленные ими, не всегда прямо отражаются в рельефе. Разрывные нарушения бывают различного ранга: от трещин до глубинных разломов.

Трещины делятся на открытые, закрытые и скрытые. По способу образования – на тектонические и нетектонические.

Глубинные разломы – разрывные нарушения земной коры значительной протяженности и ширины и большой глубины (вплоть до мантии). Представляют собой широкие зоны интенсивного дробления пород. Сверхглубинные разломы уходят корнями в мантию.

Линеаменты – особый тип линейно-дугообразных нарушений сплошности земной коры. выделяются на космоснимках и топокартах.

Часто разрывные нарушения определяют рисунок речной сети, что является их основным дешифрируемым признаком. Рисунки речной сети: древовидный, прямоугольный, радиальный, центростремительный.

Системы разломов часто определяют очертания морей и океанов. Иногда вдоль них наблюдаются выходы магматических пород, горячих и минеральных источников, специфические формы мезо- и микрорельефа, цепочки вулканов, фокусы землетрясений. Выходы глубинных и сверхглубинных разломов на поверхность Земли выражены в рельефе глубоководными желобами – формами рельефа, к которым приурочены максимальные глубины океанов.

Существенна рельефообразующая роль разломной тектоники в пределах рифтовых зон или рифтогенов, где образуются узкие, резко выраженные отрицательные формы рельефа – рифтовые долины.

3. Вертикальные колебательные движения земной коры – это постоянные и повсеместные вертикальные движения земной коры различного знака, разных масштабов, различные по площадному распространению – эпейрогенетические движения. Участвуют в образовании форм рельефа: от планетарных до антеклиз и синеклиз на платформах, и складчато-глыбового рельефа и столово-глыбовых гор.

Главная роль в формировании современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит неотектонике. Рельефообразующая роль ее проявляется в деформации топографической поверхности и в создании форм рельефа разного порядка, как положительных, так и отрицательных. Проявление неотектонических движений сопровождается разнообразными прямыми геоморфологическими признаками. На это же указывает и ряд косвенных признаков: например, реакция на неотектонические движения флювиальных форм рельефа. Кроме новейших движений, различают современные движения, проявившиеся в историческое время и проявляющиеся сейчас.

6. Рельефообразующая роль экзогенных процессов.

Внешние (экзогенные) процессы и их рельефообразующая роль

Сложный и разнообразный рельеф на Земле – это всегда результат совместных действий внутренних и внешних процессов. Направления эндогенных и экзогенных процессов противоположны, они вечные «антагонисты». Если внутренние процессы создают все основные неровности на земной поверхности, то экзогенные процессы, накладываясь на них, стремятся их уничтожить, производя разрушение выпуклых форм и накопление материала в вогнутых формах. Деятельность внешних сил направлена в целом на выравнивание (планацию) поверхности, поэтому рельефообразование справедливо определяют как процесс перемещения вещества на поверхности Земли.

Роль экзогенных процессов в рельефообразовании огромна и соизмерима с ролью эндогенных процессов, поскольку скорость тектонических движений и интенсивность разрушения измеряется величинами одного и того же порядка. Согласно исследованиям Н. И. Маккавеева, вся существующая ныне земная поверхность (со всеми ее горами) может выровняться в идеальную равнину высотой 50 м над уровнем моря (при современной средней высоте в 850 м) за 10–12 млн. лет. Однако этому препятствуют восходящие тектонические движения земной коры.

Деятельность любого внешнего фактора складывается из процессов денудации, т. е. разрушения и сноса, и аккумуляции, т. е. отложения материала в понижениях. Денудация бывает линейная и плоскостная. Линейную денудацию, в свою оче редь, подразделяют на глубинную и боковую. Глубинная увеличивает густоту и глубину расчленения местности и усиливает контрастность рельефа. Боковая сопровождается расширением отрицательных форм и смягчает рельеф. Плоскостная (площадная) денудация распространяется по всей поверхности и не расчленяет, а, наоборот, повсеместно сглаживает ее. Главная движущая сила денудации – сила тяжести.

Экзогенные процессы, сглаживая и уничтожая крупные неровности земной поверхности, в то же время формируют новые формы рельефа меньшего размера – морфоскульптуру. Но этому предшествует выветривание – совокупность процессов физического разрушения и химического преобразования горных пород и минералов на земной поверхности под влиянием различных атмосферных агентов.

Физическое выветривание – механическое измельчение горных пород и минералов под влиянием резкого колебания температур. Температурное инсоляционное выветривание весьма характерно для тропических пустынь, где большие суточные амплитуды температуры поверхностных пород. Если же температура в течение суток переходит через 0°С, ночью вода в трещинах пород замерзает и, увеличиваясь в объеме, разрушает породу, выветривание называют морозным (оно типично, например, для Восточной Сибири).

Химическое выветривание сопровождается изменением химического состава горных пород под влиянием щелочей, солей, кислот, газов, содержащихся в воде и воздухе. При химическом выветривании образуются новые (гипергенные) минералы, стойкие в условиях земной поверхности (гидрослюды, монтмориллонит, каолин). Оно весьма характерно для жаркого влажного климата. Физическое и химическое выветривания взаимосвязаны. Например, в жарких пустынях рыхление грунта связано не только с большой суточной амплитудой температуры, но и с солевым выветриванием, обусловленным значительным испарением.

Ввыветривании горных пород принимают участие и живые организмы, которые производят механические и химические изменения.

Врезультате выветривания горных пород образуются рыхлые отложения, которые легко переносятся водой, льдом, ветром и т.д. Вместе с тем необходимо подчеркнуть, что сам процесс выветривания рельефообразующим не является – форма поверхности при выветривании не меняется.

Разрушенная в результате выветривания, но никуда еще не перенесенная горная порода носит название элювий. Его признаки – тесная связь химического и минерального состава с подстилающими материнскими породами.

Несмещенные (остаточные) продукты выветривания образуют кору выветривания. Мощность

зоны выветривания различная, но не превышает 100–200 м. Она больше на равнинных участках земной поверхности со стабильным тектоническим режимом и замедленным сносом. Кора выветривания имеет зональный характер. Обломочная кора преобладает в полярных районах, высокогорьях и каменистых пустынях; гидрослюдная кора – в холодных и умеренных широтах, в том числе с многолетней мерзлотой; монтмориллонитовая – в степях и полупустынях; каолинитовая и красноземная – в субтропиках; латеритная – в экваториальном поясе.

Многообразие экзогенных рельефообразующих процессов приводит к образованию денудационной и аккумулятивной морфоскульптуры. Денудационные формы рельефа возникают в результате разрушения и сноса пород (овраги, ледниковые котловины выпахивания и др.), аккумулятивные формы – при отложении пород (конусы выноса оврагов, моренные холмы и др.). Наряду с ними могут быть и денудационноаккумулятивные формы рельефа (речные террасы, оползни).

К группе экзогенных относятся и антропогенные рельефообразующие процессы, хотя они подчиняются более сложным социально-природным закономерностям. Действительно, они развиваются в местах, где проявляется та или иная деятельность человека, но такие места зачастую предопределены природными условиями. В немалой степени антропогенные процессы подчиняются и природным законам, особенно если это процессы не прямого, а косвенного антропогенного действия (т. е. изменение рельефа происходит не напрямую экскаватором, а из-за снятия дернины, увеличения или зарегулированное™ стока рек и т. д.). Экзогенные рельефообразующие процессы протекают на Земле обычно не обособленно, но все-таки, как правило, можно выделить ведущий экзогенный процесс и возникающие в результате денудационные и аккумулятивные формы рельефа. Все они вместе с коррелятными отложениями, из которых сложены аккумулятивные формы рельефа, показаны в схеме 2. Таким образом, в противоречивой деятельности внутренних и внешних сил, в их борьбе, взаимодействии и единстве выражается диалектика исторического развития нашей планеты, а результатом этой работы служит современный лик Земли.

ЭКЗОГЕННЫЙ РЕЛЬЕФ

Рельеф

денудационный

гравитационный

эрозионный

экзарационный

абразионный

дефляционный, корразионный

карстовый

провальный,

просадочный

термокарстовый, термоэрозионный антропогенный

 

7. Вещественный состав горных пород и геологические структуры как пассивные факторы рельефообразования, структурно-денудационный рельеф.

Вещественным составом определяют устойчивость г.п. к выветриванию и денудации.

Карстовые процессы протекают только в растворимых водой г.п.(соли-карбонаты, сульфаты, хлориды).

Различная водопроницаемость г.п. и её влияние на р/о там, где с пов-ти залегают породы водоупорные глины и глиносодержащие), гораздо гуще речная сеть, т.к.лишь малая часть воды проникает вниз, основная часть осадков стекает вниз по пов-ти, образ.водотоки.

Если с пов-ти водопроникающие(известняки, туфы), то значительная часть осадков фильтруется вниз и превращается в подземные воды, поверхностный сток не большой, речная сеть редкая.

Геологические структуры – формы залегания г.п.

С разными структурами связан разный рельеф.

Геол.структуры разделяют на:

развивающиеся – те, кот.в современности продолжают своё развитие, активные факторы,геодинамич.процессы.

мёртвые – пассивные геол.факторы р/о, с ними связан структурно-денудационный рельеф.

Структурно-денудационный рельеф – рельеф, кот.возникает за счёт денудации определённых геол.структур.

Формы стр.-денуд.рельефа возникают по «бронирующим» пластам – пластам г.п., более устойчивой к денудации; предохранияют нижележашщие толщи от разрушения.

 

8.  Климат и время как пассивные факторы рельефообразования.

Классификация климата по его геоморфологической роли (немец.уч. А.Ленкон):

нивальный – хар-ся преобладанием отриц.температур в течение года.Климат полярных областей и высокогорый выше полярной линии.Большую роль играют ледниковые и мерзлотные р/о процессы.

гумидный(влажный) – коэф.увлажнения >1. Ведущая роль - флювиальные процессы, карст, склоновые процессы с участием воды.

аридный(засушливый) – климат пустынь и полупустынь. Активны склоновые процессы без участия воды(обвалы). Эоловая деят.

Переходные подтипы:

Субполярный – к5лимат территорий с многолетней мерзлотой. Она не возникает, а только сохраняется, лишь по-тихоньку подтаянная. Новообразование мерзлоты происходит в нивальных условиях.

Семигумидный – лесостепь и влажная саванна. Признак гумидного климата – лесная растительность.

Семиаридный – более засушливый климат степей и сухих саванн. Интенсивно развит эразионный рельеф.

Рельеф сам по себе создаёт среду для рельефообразования.С высотой изменяется климат.

1.Барьерная функция горных массивов по отношению к влагонесущим возд.массам.

2.Распределительная функция по отношению к вещественным потокам у з.п. На вогнутых формах рельефа – концентрирование потоков, на выпуклых – рассеивание.

 

9. Морфографический, морфометрический и морфоструктурный методы геоморфологии.

морфографические методы основаны на непосредственном наблюдении внешнего облика форм и элементов рельефа, выявлении их особенностей и типических черт с целью морфологической классификации и описания, а также изучения их пространственных взаимосвязей.

2. Морфометрические методы основаны на применении количественных критериев к анализу форм рельефа и соответствующего генетического истолкования получаемого результата.

3. Геологические методы:

• морфоструктурный (морфологический);

• морфолитогенетический;

• генетических типов отложений (метод коррелятных отложений);

• историко-геологический;

• минералого-петрографический направлен на изучение состава обломочного материала в целях прежде всего выяснения путей сноса и оконтуривания питающих бассейнов;

• шлиховое опробование;

• гранулометрия;

• валунный (валунно-галечный).

 

4. Литолого-фациальный метод заключается в изучении состава и фациальной изменчивости коррелятных отложений и их генетических типов.

5. Стратиграфический метод предназначен для установления геологического возраста отложений и форм рельефа.

6. Палеонтологические методы дают основу определения возраста отложений и наиболее важные указания о климатических условиях прошлого.

7. Структурно-тектонический анализ заключается в изучении морфологии, генезиса и возраста складчатых и разрывных структур непосредственного субстрата рельефа, в изучении динамики его развития.

8. Географические методы предназначены:

• для выяснения климатических условий;

• изучения географических ландшафтов;

• решения биогеографических вопросов (зоогеография, геоботаника).

9. Историко-геоморфологические методы (палеогеоморфология) предназначены для установления истории, стадийности развития рельефа и его закономерностей.

10. Геофизические методы применяются в комплексе с другими геологическими методами и помогают решать многие задачи при изучении четвертичных отложений. Например:

• определение общей мощности четвертичных отложений;

• изучение дочетвертичного рельефа;

• литолого-стратиграфическое расчленение отложений;

• изучение многолетней мерзлоты;

• при поисках россыпных месторождений;

• при гидрогеологических и инженерно-геологических изысканиях и других исследованиях.

11. Топогеодезические методы состоят в использовании топографических карт для изучения рельефа и специальных геодезических измерений.

12. Дистанционные методы — аэро- и космосъемка.

13. Историко-археологические методы состоят в изучении древних рукописей и карт, дающих представление о рельефе в прошлом, и т.п.

14. Экспериментальные методы на основе экспериментов позволяют вносить поправки в теоретические положения науки геоморфологии.

15. Геоморфологическое картографирование.

10. Относительный и абсолютный возраст рельефа. Геологический и геоморфологический возраст.

Геологический возраст пород определяется с помощью хорошо разработанных стратиграфического, палеонтологического и петрографического методов, которые в последнее время все чаще подкрепляются методами абсолютной геохронологии. В геоморфологии определение возраста — задача более сложная, так как геологические методы применимы лишь для аккумулятивных форм рельефа и не могут быть непосредственно использованы для определения возраста выработанного (денудационного) рельефа. В геоморфологии, как и в геологии, обычно используют понятия «относительный» и «абсолютный» возраст рельефа.

Относительный возраст рельефа.

Это понятие в геоморфологии имеет несколько аспектов.

1. Развитие рельефа какой-либо территории или какой-либо отдельно взятой формы, как показал В. Девис, является стадийным процессом. Поэтому под относительным возрастом рельефа можно понимать определение стадии его развития. В качестве примера можно проследить развитие рельефа морских берегов или речных долин. Из истории четвертичного периода известно, что во время последнего оледенения (примерно 20 тыс. лет назад) уровень океанов и морей был ниже современного примерно на 100 м. По мере таяния материковых ледниковых покровов уровень Мирового океана постепенно повышался (4000—5000 лет назад он достиг отметки, близкой к современной). Воды океанов и морей затопили бывшие понижения прибрежной суши. Возникли исходные береговые линии, характеризующиеся сильной изрезанностью. Образование таких берегов, называемых ингрессионными, можно рассматривать как начальную стадию развития современного берега. В дальнейшем абразионные процессы способствовали образованию уступов у окончания мысов в результате разрушительной работы волн. Одновременно в вершинах заливов возникали первые береговые аккумулятивные формы. Это стадия юности развития берега. Позднее мысы были срезаны, а бухты (заливы) полностью отчленены от моря аккумулятивными образованиями. Берег стал выровненным. Выравнивание береговой линии завершает стадию зрелости берега. Дальнейшее развитие ведет к затуханию абразионных процессов. Сокращение поступления обломочного материала может привести к частичному размыву аккумулятивных форм, образовавшихся ранее в устьях бухт. Это стадия дряхлости, или старости, в развитии берега.

Другой пример — формирование речной долины на поверхности, недавно освободившейся из-под ледникового покрова. Сначала река имеет невыработанную, слабо врезанную долину. В процессе развития русло реки постепенно врезается в подстилающие породы, но в его продольном профиле еще остаются многочисленные неровности. Это стадия юности речной долины. Последующее врезание ведет к выработке вогнутого продольного профиля, углубление долины сменяется ее расширением за счет размыва берегов, начинается формирование поймы. Речная долина вступает в стадию зрелости. В дальнейшем боковая эрозия приводит к расширению поймы, река свободно блуждает в ее пределах, течение ее становится земедленным, а русло чрезвычайно извилистым или дробится на рукава. Наступает стадия старости в развитии речной долины.

Следовательно, один из аспектов определения относительного возраста рельефа — это определение стадии его развития по комплексу характерных морфологических и динамических признаков.

2. Понятие относительный возраст рельефа применяется также при изучении взаимоотношений одних форм с другими. В общем случае любая форма является более древней по отношению к тем, которые осложняют ее поверхность и сформировались в более позднее время. Так, в пределах Прикаспийской низменности широким распространением пользуется позднечетвертичная (хвалынская) морская равнина, которая после регрессии хвалынского моря в одних местах подверглась эрозионному расчленению, в других — ее поверхность оказалась переработанной эоловыми процессами, сформировавшими разнообразные типы эолового рельефа. Следовательно, эрозионные и эоловые формы рельефа являются вторичными (более молодыми) по отношению к первичной (в данном случае хвалынской) морской равнине.

3. Определение геологического возраста рельефа означает установление того отрезка времени, когда рельеф приобрел черты, в основном аналогичные его современному облику. В этом, по существу, состоит главное в определении понятия возраст рельефа. Если речь идет об аккумулятивных формах рельефа, то вопрос сводится к определению обычными геологическими методами возраста слагающих эту форму отложений. Так, речные террасы, сложенные среднечетвертичными отложениями, относятся к среднечетвертичному возрасту; древние дюны, сложенные эоловыми плиоценовыми отложениями, — к плиоценовому возрасту и т.д.

Сложнее определяется возраст выработанных форм рельефа. К. К. Марков рекомендует следующие способы.

1. Определение возраста по коррелятным отложениям[1]. При образовании какой-либо выработанной формы рельефа, например оврага, в его устье накапливаются продукты разрушения пород, в которые врезается данный овраг, в виде аккумулятивной формы рельефа — конуса выноса. Определение геологическими методами возраста осадков, слагающих этот конус, дает ключ и к определению возраста выработанной формы, в данном случае — оврага.

2. Метод возрастных рубежей. Его суть заключается в определении возраста отложений, фиксирующих нижний и верхний рубежи образования данной выработанной формы рельефа. Например, долина реки врезана в поверхность, сложенную морскими отложениями неогенового возраста (рис. 3.2). На дне долины под современным аллювием залегают ледниковые осадки раннечетвертичного возраста. Следовательно, рассматриваемая долина сформировалась на границе неогена и раннечетвертичного времени: она врезана в неогеновые отложения, т.е. моложе их, и выполнена нижнечетвертичными ледниковыми образованиями, т.е. старше их.

Рис. 3.2. Определение возраста выработанной формы рельефа (речной долины) методом возрастных рубежей:

1 — морские отложения неогенового возраста; 2 — ледниковые отложения раннечетвертичного возраста; 3 — современные аллювиальные отложения

3. Определение времени «фиксации» денудационного рельефа. В ряде случаев денудационные поверхности бывают перекрыты (фиксированы) корой выветривания. Определение палеонтологическими, палеоботаническими или другими методами возраста коры выветривания дает тем самым ответ на вопрос о возрасте денудационной поверхности.

4. Метод фациальных переходов. Этот метод может быть применен при решении задачи о возрасте тех аккумулятивных форм, которые сложены осадками, не содержащими палеонтологических остатков. Прослеживая в пространстве данную пачку отложений до фациальной смены ее отложениями, содержащими палеонтологические остатки, устанавливают одновозрастность обеих пачек осадков и, следовательно, одно- возрастность образуемых ими форм рельефа. Так, можно установить возраст речной террасы, если удается проследить переход слагающих ее немых аллювиальных отложений в прибрежно-морские отложения, возраст которых определяется палеонтологическим методом.

Абсолютный возраст рельефа. В последние десятилетия благодаря развитию радиоизотопных методов исследования широко применяется определение возраста отложений и форм рельефа в абсолютных единицах, т.е. в годах. Для этого необходимо знать период полураспада того или иного радиоизотопа; затем определяют соотношение его количества в отложениях с производным. Это достаточно надежный способ определения абсолютного возраста. В настоящее время широко используются для определения абсолютного возраста такие методы, как радиоуглеродный, калий-аргоновый, фторовый, метод неравновесного урана, термолюминесцентный и др. Каждый из них имеет свои пределы применимости. Абсолютный возраст древних отложений и форм рельефа можно также определить с помощью палеомагнитного метода.

Установление морфографических и морфометрических характеристик рельефа, его генезиса, возраста и истории развития и современной динамики — основные задачи геоморфологического исследования. Методы решения этих задач, разумеется, не исчерпываются рассмотренными в этом разделе. В дальнейшем изложении материала будут проанализированы конкретные методы и приемы изучения рельефа.

 

11.  Биогенное рельефообразование.

Биогенное рельефообразование — комплекс процессов преобразования рельефа и формирования разнообразных неровностей вследствие деятельности различных организмов — микробов, грибов, растений и животных.

Биогенный фактор рельефообразования действует практически повсеместно. Биота воздействует на рельеф земной поверхности как напрямую, так и опосредованно. Например, изменяя скорость течения различных процессов. Очень часто такое косвенное воздействие имеет очень большое значение для формирования рельефа.
Животный и растительный мир играл и играет значительную роль в формировании нынешнего облика земной поверхности. Скажем, изменения в растительном покрове на какой-либо территории могут привести к изменению скоростей протекания процессов на несколько порядков.
Однако давайте опустим последние 4 миллиарда лет, в ходе которых шло органогенное осадконакопление, открестимся от биогенного выветривания, как фактора дифференциации вещества, не упомянем и об изменении химического состава атмосферы в связи с жизнедеятельностью животных и растений, влияющей на протекание экзогенных процессов.

Баланс рукотворного и нерукотворного

Сегодня немного поговорим о прямом воздействии биоты на рельеф. В настоящее время на 15% суши биогенное рельефообразование — это ведущий геоморфологический процесс. Биогенное рельефообразование объединяет множество различных процессов, от протаптывания тропинок дикими животными, до дробления породы корнями растений. БОльшая часть биогенных форм рельефа имеют не очень большой размер — обычно от нескольких десятков сантиметров до первых метров. Но есть формы, поражающие своим масштабом, крупнейшая форма биогенного рельефа — это Большой Барьерный риф, его длина превышает 2200 километров. Но вернемся с северо-восточного побережья Австралии обратно в Брянскую область.

В наших широтах проявления биогенного рельфообразования носят иной характер. Самыми крупными органогенными комплексами рельефа суши являются болотные комплексы. Крупнейший расположен на юге Западной Сибири — широко известное Васюганское болото. Его площадь составляет около 54 тысяч квадратных километров. Болотное рельефообразование — наиболее широко распространенный и известный пример фитогенного рельефообразования. Но существует множество иных форм воздействия растений на рельеф.

Например, искори или вывороты — результат падения деревьев (из-за сильного ветра или вследствие других причин), захватывающих корнями грунт, и образующих сразу две формы рельефа — искорную яму и искорный бугор.

Искори — частое явление в таких местах

Также, упавшие деревья образуют заломы — завалы, возникающие в руслах узких и извилистых рек. Такие заломы нередко подпруживают небольшие озера, приводят к расширению отдельных участков пойм, появлению прирусловых отмелей, проток, локальных террасок.

От фитогенных форм перейдем к зоогенным, то есть появившимся в результате деятельности животных, насекомых, птиц или рыб. Самыми крупными подобными формами на суши являются бобровые плотины и термитники. Бобровые плотины могут достигать длины до километра, а высоты более пяти метров. Хотя чаще встречаются постройки до 30 метров длиной и до одного-двух метров в высоту. Также, к «бобровой» геоморфологии можно отнести норы, длина которых достигает 15 метров.

Норы и холмики — наиболее распространенные на суши биогенные формы рельефа, обычно их называют в честь животного, которое их создало — кротовины, сурчины и даже сусликовины!

На нашем пути мы наткнулись на целое поле, преобразованное братьями нашими меньшими — муравьями. Огромное количество муравейников, высотой до 30−40 сантиметров, расположенных друг от друга примерно через метр.

Как вы можете увидеть на фото, несмотря на сравнительно небольшой размер отдельных муравейников, масштаб преобразования рельефа впечатляет!

Есть еще много биогенных агентов рельефообразования, о которых мы упомянули вскользь или вовсе умолчали, постараемся при случае рассказать и о них.

 

12.  Антропогенное рельефообразование.

С появлением человека разумного возник и новый фактор рельефо- образования — антропогенный. Особенно мощным он стал в последние 200—300 лет, в частности, в связи с появлением парового двигателя, а в XX—XXI вв. — в эпоху научно-технической революции — значение его стало поистине грандиозным.

Закономерен вопрос — относить ли формы, созданные человеком, к биогенному рельефу или же выделять их в отдельный генетический комплекс рельефа? Видимо, создававшиеся человеком ранее (до активного использования технических средств) формы можно относить к зоогенным (это относится и к рельефообразующей деятельности современных племен с первобытнообщинным укладом жизни). Однако человек — субъект не только биологический, но и биосоциальный. Развитие его научно-технического оснащения привело к созданию мощных средств техногенного воздействия на ландшафты в целом и на рельеф в частности. Человек вышел на новый уровень возможностей воздействия на рельеф. В этой связи возникает необходимость выделения особого генетического комплекса рельефа — антропогенного.

В настоящее время существуют миллионы антропогенных форм рельефа разных масштабов. Хорошо известны дорожные насыпи, котлованы и ямы с отвалами, канавы и траншеи, мелкогрядовый микрорельеф пашни, плотинные и копаные пруды и водохранилища, шахты и карьеры, искусственные террасы на горных склонах и спланированный человеком рельеф многих городов и т.д. Городской рельеф во многих случаях вообще далек от исходного «природного» и представляет собой обширные комплексы сугубо антропогенных форм, причем не только наземных, но и подземных (тоннели метрополитена и автотрасс и др.).

Чаще всего антропогенные формы имеют ранг микро-, нано- или мезоформ. Однако существуют и весьма крупные формы рельефа, созданные человеком. Самые крупные аккумулятивные формы — древние курганы, современные терриконы (рис. 21.7) высотой от 150 до 400 м. Крупные (до нескольких километров длиной и до сотни метров высотой) аккумулятивные формы — плотины на крупных реках. Среди денудационных антропогенных форм наиболее крупные — некоторые карьеры и шахты. Так, глубина карьеров достигает 800 м (Кольский), а диаметр — нескольких километров (КМА); шахты могут уходить в глубину тоже на первые километры. Очень велики бывают и такие антропогенные формы, как водохранилища. Площадь крупнейших водохранилищ достигает первых тысяч квадратных километров (например, у Куйбышевского — более 6400 км2).

В настоящее время техногенная деятельность человека, воздействующая на геологическую среду и рельеф литосферы, нередко сопоставима со скоростями естественных процессов, а в ряде случаев и превосходит их. Так, ежегодная добыча минерального сырья превышает 100 млрд т, тогда как твердый речной сток не превышает 18 млрд т, т.е. искусственный отбор материала с поверхности Земли существенно превышает естественную денудацию с суши более чем вчетверо. Перемещение горных пород при различных строительных работах (около 4000 км3) — в 30 раз больше, чем объем осадков, ежегодно перемещаемых всеми текучими водами по земной поверхности (табл. 21.1).

Рис. 21.7. Террикон

Масштабы техногенных потоков вещества (в год)

Таблица 21.1

Извлечение из литосферы		Поступление в литосферу
Добыча минерального сырья	100 млрд т	Внесение удобрений и пестицидов в почву	505 млн т
Добыча металлов	800 млн т	Промышленные и коммунальные стоки	500 млрд т
Водозабор	560 км3	Перемещение пород при строительстве и добыче ископаемых	4000 км3
Выброс нефти в моря	10 млн т	Техногенные грунты	43 км3

Еще один теоретический вопрос — относить ли к антропогенным формам рельефа здания и подобные им сооружения? По многим своим свойствам (объему, морфометрическим показателям, нагрузке на нижележащие грунты, воздействию на ветровой режим и др.) эти формы аналогичны естественным формам рельефа, хотя и специфичны. На этих основаниях здания и подобные им строения называют «релъефоидами».

Как видно, антропогенные формы рельефа весьма разнообразны и нередко имеют внушительные размеры. Однако совокупное косвенное воздействие человека на рельефообразование (через изменение спектра и скоростей некоторых геоморфологических процессов) следует признать более значимым.

Механизмы косвенного воздействия человека на геоморфологические процессы разнообразны. Во-первых, деятельность человека может приводить к появлению таких рельефообразующих процессов, которые были не свойственны той или иной территории. Так, создание водохранилищ приводит к появлению абразии на его берегах и заболачиванию сопредельных участков. Уничтожение лесов и распашка вызывают развитие делювиального смыва, солифлюкции и дефляции в природных зонах, для которых они не являются характерными (см. гл. 22). На склонах карьеров возникают «новые» собственно гравитационные процессы и микросели. Иногда наблюдаются процессы, которые в естественных условиях не встречаются, например сход снежно-каменных «потоков» с отвалов Центрального рудника в Хибинах, сочетающий в себе черты лавин и селей (рис. 21.8).

Рис. 21.8. Глыбовые «торосы» (А) на днище бокового притока р. Вуоннемиок (Хибины), оставшиеся после таяния снежно-каменной массы, сорвавшейся со склонов отвалов Центрального рудника (Б)

Во-вторых, антропогенная деятельность может интенсифицировать распространенные на территории процессы — склоновые, флю- виальные, эоловые и др. Например, на склонах речных долин нередко возникают новые овраги при сведении лесов или по колеям грунтовых дорог. Это проявление так называемой антропогенной эрозии: «антропогенные» овраги создаются не человеком, а поверхностными текучими водами, как и обычные овраги, но условия их формирования и развития являются следствием деятельности человека. Существует немало примеров, когда антропогенная деятельность приводит к крупным экологическим катастрофам, часто — через неосознанное воздействие на биогенный фактор, в первую очередь — на растительный покров. Классический пример такого рода — образование обширной зоны Сахель в сухих саваннах Африки непосредственно к югу от пустыни Сахара. Длительный неумеренный выпас скота привел здесь к сведению скудной растительности, вследствие чего резко активизировались эоловые процессы. В результате произошло наступление

Сахары на зону саванн. В итоге Сахель стала зоной голода, признанной ЮНЕСКО объектом международной помощи.

Иногда деятельность человека блокирует те или иные геоморфологические процессы. Выше говорилось о специфике рельефообра- зования в городах. Одним из геоморфологических эффектов градостроительства является укрепление поверхностного субстрата за счет асфальтирования, и тогда на наклонных поверхностях, покрытых этим техногенным материалом, практически сходят на нет склоновые процессы. Важнейшей задачей специалистов-геоморфологов на территориях активной антропогенной деятельности (например — на участках добычи полезных ископаемых) является проектирование мероприятий, минимизирующих возможные негативные последствия вмешательства человека в ход естественных геоморфологических процессов. Комплекс таких мероприятий называется рекультивацией земель. Обычно рекультивация земель включает в себя уменьшение крутизны склонов, восстановление естественного растительного покрова, иногда — создание рекреационных зон и т.д.

Одной из основных задач геоморфологической науки является геоморфологический прогноз, т.е. выявление наиболее вероятного сценария развития рельефообразующих процессов в тех или иных условиях (в частности, при воздействии хозяйственной деятельности человека). В настоящее время необходимо учитывать в подобных прогнозных сценариях не только тенденции природных геоморфологических процессов, но и техногенных, и природнотехногенных, т.е. сочетающих в себе черты «естественных» процессов и обусловленных антропогенной деятельностью.

13. Концепция А.Вегенера и современные положения тектоники литосферных плит.

концепция тектоники литосферных плит занимает в современной геологии видное место. Она восходит к идеям Ф. Б. Тейлора и Л. Вегенера, который выдвинул в 1912 г. гипотезу дрейфа континентов. В его распоряжении не было достаточно фактов, которые бы позволили убедить геологическое сообщество в актуальности гипотезы. Не разрешен был вопрос о силах, движущих континентами. В 1932 г. гипотезу Вегенера пытался реанимировать А. дю Туа, который объяснял образование гималайских гор столкновением Индостана и Евразийской плиты. Но и он не мог объяснить динамические истоки указанного столкновения.

Решающие аргументы в пользу гипотезы перемещения континентальных плит были получены в славное десятилетие (1956—1966). Открытие явления периодической инверсии магнитного поля Земли свидетельствовало в пользу дрейфа континентальных образований. Многочисленные данные морской геологии, в частности обнаружение существования грандиозной системы срединно-океанских хребтов и рифтов, также удачно согласовывалось с новой теорией, которая окончательно сформировалась в 1965—1967 гг. и получила название концепции тектоники литосферных плит. Как это обычно бывает с наиболее содержательными теориями, она позволила органично согласовать друг с другом экспериментальные факты, многие из которых сначала предсказывались, а затем действительно наблюдались. Особенно крупный вклад в развитие теории тектоники плит внесли канадец Т. Уилсон, американец Дж. Морган, француз К. Ле Пишон. Перечислим кратко основные положения теории тектоники литосферных плит. В процессе ознакомления с ними рекомендуется обратиться к рис. 4.3.

Рис. 4.3. Тектонические процессы

Литосфера не представляет собой однородное целое. Части литосферы называются литосферными плитами. Среди них крупнейшими являются следующие семь плит (перечисляются в порядке убывания площади поверхности): Тихоокенская, Африканская, Антарктическая, Северо-Американская, Евразийская, Австралийская, Южно-Американская.

Плиты плавают на поверхности астеносферы.

Плиты могут раздвигаться со скоростью 2—36 см/год. Этот процесс называется спредингом. Он приводит к тому, что на поверхности морского или океанического дна образуются глубокие расщелины, рифты.

Плиты могут сближаться со скоростью до 1 — 16 см/год. В результате в очагах землетрясений возникают сжатия и происходит погружение одних блоков земной коры под другие. Наиболее часто океаническая гора пододвигается под островную дугу. В зоне субдукции, т.е. погружения одних блоков земной коры под другие, наблюдается повышенный вулканизм, выход на поверхность Земли лав и горячих источников. Сближение плит может приводить также к столкновению (коллизии) плит. Бесследно такие коллизии происходят крайне редко. Как правило, кора сминается и происходит образование горных цепей. Именно таким образом образовался Альпийско-Гималайский горный комплекс.

Третьим типом движения является сдвиг плит, в этом случае они движутся параллельно друг другу, происходит обмен энергиями между ними.

Движение плит происходит за счет мантийных конвективных теплогравитационных течений. Источником энергии этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и ее поверхности. При этом актуальное значение имеют процессы химико-плотностной дифференциации вещества.

Перемещение плит происходит на поверхности сферы, поэтому описывается уравнениями сферической геометрии. Движение плит — это разновидность вращательного движения.

Объем поглощаемой в зонах субдукции океанской коры равен объему коры, нарождающейся в зонах спрединга (растяжения дна океана).

Даже беглый обзор основных положений концепции тектоники литосферных плит показывает, что она связала воедино историю буквально всех геологических оболочек Земли. Никогда ранее, т.е. до 1967 г., в геологии не было теории, со столь весомой объяснительной силой сочетающей в себе динамические и феноменологические подходы. Изобретение теории тектоники литосферных плит стало самой значимой революцией в геологии. По своей значимости она сравнима с созданием квантовой физики в 1920-х гг. и молекулярной биологии в 1950-х гг.

Теория тектоники литосферных плит позволила выразить самое специфическое в геологии, которое резонно брать за масштаб оценки разнообразных геологических теорий. Специфику любой геологической теории, как нам представляется, допустимо оценивать по ее месту в теории тектоники литосферных плит. Рассмотрим, например, минералогию. Сама по себе она предстает как физическая или же химическая дисциплина. Если же она рассматривается в контексте теории тектоники литосферных плит, то приобретает свое исконное геологическое значение.

Теория тектоники литосферных плит последние три десятка лег считается парадигмой геологии. Разумеется, в ней остается множество неразрешенных проблем. Но одно несомненно: никогда ранее в геологии не было концепции, которая позволяла бы объяснить столь большой массив экспериментальных данных и, самое главное, осуществлять актуальные прогнозы.

Выводы

• Концепция тектоники литосферных плит позволила объяснить и предсказать многочисленные геологические явления, в частности, такие как: образование рифтов, разломов, горных массивов, продуцирование землетрясений и вулканических извержений.

• Она играет ключевую роль в объяснении специфики геологических явлений.

• Ощущается острая потребность в дальнейшем развитии теории. Так, дискуссионным остается вопрос о сочетании всех тех многочисленных сил, в частности теплового, химического, гравитационного и ротационного свойства, которые вызывают взаимодействие и перемещение планет.

Основные положения тектоники литосферных плит

Основные положения тектоники плит
Доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит

Тектоника плит (plate tectonics) - современная геодинамическая концепция, основанная на положении о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы (литосферных плит). Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и взаимодействия литосферных плит.

Впервые предположение о горизонтальном движении блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы «дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга) океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков - У. Дж. Морганом, К. Ле Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62) идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов

Основные положения тектоники плит

Основные положения тектоники плит можно свети к нескольким основополагающим

1. Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу.

2. Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные мозаикой мелких коровых плит.

Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической активности; внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой проявленностью эндогенных процессов.

Более 90 % поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит:

Австралийская плита,
Антарктическая плита,
Африканская плита,
Евразийская плита,
Индостанская плита,
Тихоокеанская плита,
Северо-Американская плита,
Южно-Американская плита.

Средние плиты: Аравийская (субконтинент), Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос и Хуан де Фука и др..

Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и континентальной коры.

3. Различают три типа относительных перемещений плит: расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.

Соответственно, выделяются и три типа основных границ плит.

Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит.

Процессы горизонтального растяжения литосферы называют рифтогенезом. Эти границы приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в океанических бассейнах.

Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель) применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой грабенообразные структуры.

Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический (если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).

Строение континентального рифта

Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать, развёртывать).

Строение срединно-океанического хребта

В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края расходящихся от оси СОХ плит.

Именно в этих зонах происходит формирование молодой океанической коры.

Конвергентные границы – границы, вдоль которых происходит столкновение плит. Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая – океаническая», «океаническая – континентальная» и «континентальная - континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может протекать несколько различных процессов.

Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов, сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных границ.

При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и плотная) из них.

Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение, определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).

Модель процесса субдукции

Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого.

В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры.

Значительно более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии.

При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета.

Модель процесса коллизии

Процесс коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента остатков океанической коры).

Для коллизионных процессов типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым слоем).

Трансформные границы – границы, вдоль которых происходят сдвиговые смещения плит.

Границы литосферных плит Земли

1 – дивергентные границы (а – срединно-океанские хребты, б – континентальные рифты); 2 – трансформные границы; 3 – конвергентные границы (а – островодужные, б – активные континентальные окраины, в – коллизионные); 4 – направления и скорости (см/год) движения плит.

4. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным. Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его уменьшение за счёт охлаждения.

5. Основной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.

Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.

Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ.

Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями.

Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.

Рисунок - Силы, действующие на литосферные плиты.

К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO. Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”. Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская, Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative buoyance). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения. Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670 км.

Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного “волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на рис. 2.5.5 – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edge-force mechanism), на рисунке – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой литосферной плиты.

Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли.

Принципиальная схема мантийной конвекции

Альтернативные схемы мантийной конвекции

Мантийная конвекция и геодинамические процессы

В настоящее время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана – Восточно-Тихоокеанским поднятием).

Экватор опускания мантийного вещества проходит примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и восточной части Индийского океанов.

Современный режим мантийной конвекции, начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозьмантийной конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.

6. Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент, подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.

Некоторые доказательства реальности механизма тектоники литосферных плит

Удревнение возраста океанической коры по мере удаления от осей спрединга (см. рисунок). В этом же направлении отмечается нарастание мощности и стратиграфической полноты осадочного слоя.

Рисунок - Карта возраста пород океанического дна Северной Атлантики (по У. Питмену и М. Тальвани, 1972). Разным цветом выделены участки океанского дна различных возрастных интервалов; цифрами указан возраст в миллионах лет.

 

Геофизические данные.

Рисунок – Томографический профиль через Эллинский желоб, остров Крит и Эгейское море. Серые кружки – гипоцентры землетрясений. Синим цветом показана пластина погружающейся холодной мантии, красным – горячая мантия (по данным В. Спэкмена, 1989)

Остатки огромной плиты Фаралон, исчезнувшей в зоне субдукции под Северной и Южной Америками, фиксируемые в виде слейбов «холодной» мантии (разрез поперек Сев. Америки, по S-волнам). По Grand, Van der Hilst, Widiyantoro, 1997, GSA Today, v. 7, No. 4, 1-7

Полосовые магнитные аномалии

​Линейные магнитные аномалии в океанах были обнаружены в 50-х годах при геофизическом изучении Тихого океана. Это открытие позволило в 1968 году Хессу и Дицу сформулировать теорию спрединга океанического дна, которая выросла в теорию тектоники плит. Они стали одним из самых веских доказательств правильности теории.

Рисунок - Образование полосовых магнитных аномалий при спрединге.

Причиной происхождения полосовых магнитных аномалий является процесс рождения океанической коры в зонах спрединга срединно-океанических хребтов, излившиеся базальты при остывании ниже точки Кюри в магнитном поле Земли, приобретают остаточную намагниченность. Направление намагниченности совпадает с направлением магнитного поля Земли, однако вследствие периодических инверсий магнитного поля Земли излившиеся базальты образуют полосы с различным направлением намагниченности: прямым (совпадает с современным направлением магнитного поля) и обратным.

Рисунок - Схема образования полосовой структуры магнитоактивного слоя и магнитных аномалий океана (модель Вайна – Мэтьюза).

14. Цикличность рельефообразования. Стадии развития рельефа.

Многие формы экзогенного рельефа в большинстве своем проявляют цикличность и ритмичность развития, обусловленные прежде всего климатическими изменениями. Например, формирование речных долин в течение четвертичного периода представляет собой ряд повторяющихся эрозионно-аккумулятивных циклов, описанных ранее в главе 6.

В развитии ледникового рельефа выделяются циклы обусловленные периодическими похолоданиями климата (см. гл. 5). Последние проявлены не только в разновозрастных комплексах ледниковых и водно-ледниковых форм рельефа, развитых в горах и на равнинах, но и в ритмичном строении почвенно-лессовых покровов террас и водоразделов, где лессы (отложения холодных эпох) чередуются с почвами (образованиями теплых эпох). Цикличность ледниковых событий в четвертичное время влияла на изменения уровня океанов и морей, что проявлено в формировании морских береговых линий (см. гл. 7).

В проявлении тектонических движений также установлены цикличность и ритмичность разных рангов, которые отражены в формировании не только структуры, но и рельефа.

В ходе геологической истории земная поверхность непрерывно изменяла свой облик. На месте аккумулятивных или денудационных равнин зарождались и росли горы, затем они разрушались, исчезали, сменяясь выровненными равнинными пространствами. На месте последних вновь возникали возвышенности и горы. Это означает, что эпохи активных тектонических движений, приводивших к горообразованию, сменялись эпохами относительного покоя, когда под действием экзогенных процессов горы полностью разрушались, земная поверхность выравнивалась, снижалась и могла вновь стать ареной морского осадконакопления. Такая смена процессов рельефообразования отражает крупные и длительные периоды (периодичность) геологического и тектонического развития Земли — тектопо-магматические циклы, в течение которых коренным образом изменялись геологические, тектонические условия и условия формирования рельефа.

Таким образом, цикличность тектонических процессов и событий определяет и цикличность процессов рельефообразования. Это свидетельствует о том, что формирование геологической структуры и рельефа взаимосвязано, и цикличность присуща как эндогенным, так и экзогенным процессам.

Крупномасштабная цикличность и стадийность развития рельефа была наглядно показана В. Дэвисом, еще в начале XX века образно сравнившим цикл развития рельефа с жизнью человека. В течение одного цикла он выделил такие стадии: детство л юность, когда рельеф зарождается и начинает формироваться, молодость — рельеф интенсивно формируется (горы, возвышенности растут и расчленяются), зрелость — рельеф достиг высшей степени своего развития (высоты, глубины расчленения), старость и дряхлость — горы разрушены, на их месте образовалась выровненная поверхность. Такая смена стадий в развитии рельефа в процессе поднятия территории, расчленения или разрушения и сноса материала образует геоморфологический (по В. Дэвису — географический) цикл. Хотя эта модель является идеальной, но она помогает понять развитие реального рельефа. Это процесс последовательного перехода от юных слабо расчлененных форм рельефа к зрелым, а затем к старым разрушенным и дряхлым выровненным, гипсометрически более низким формам. Повторная активизация поднятий земной коры дает начало новому геоморфологическому циклу Крупные циклы распадаются на циклы меньшего ранга. В истории формирования и развития рельефа Земли происходила неоднократная смена циклов разной продолжительности и ранга, и цикличность является общим планетарным свойством развития земной поверхности и процессов, происходящих на ней и внутри.

Геоморфологический цикл — развитие рельефа, состоящее из сменяющих друг друга стадий и завершающееся образованием рельефа, подобного исходному или начальному, но на иной геолого-структурной основе и в иных климатических условиях. Начальными и конечными завершающими формами рельефа каждого цикла являются поверхности выравнивания.

Почему иная геолого-структурная основа? Каждый новый цикл — это не простое повторение одних и тех же процессов и форм рельефа. С течением времени от цикла к циклу изменяются интенсивность тектонических движений, время их проявления, состав и условия залегания пород, слагающих приповерхностную часть земной коры, а также климатические условия (следовательно, и характер экзогенных процессов). Таким образом, рельефообразование в каждый новый цикл протекает в новых климатических и литолого-структурных условиях. И создаваемые в процессе нового цикла во время разных его стадий формы рельефа, в том числе и завершающая цикл поверхность выравнивания, не повторяют полностью формы предшествующих циклов, а отличаются морфологией, гипсометрическим положением, строением субстрата и другими особенностями.

Поскольку каждый цикл заканчивается формированием поверхности выравнивания, то о количестве циклов можно судить по количеству сохранившихся в современном рельефе поверхностей выравнивания.

 

15. Особенности новейшего (неотектонического) и современного этапов развития планетарного и мегарельефа.

Четвертый, и последний этап планетарного геоморфогенеза — олиго- ’ цен — четвертичный (40—0 млн. лет) или неотектонический явился этапом окончательного оформления современного рельефа Земли. Уже к началу этого этапа вполне определились контуры современных континен тов и океанов и многих горных систем, в частности Кордильер. Наиболее важные изменения в течение самого этапа связаны со становлением эпигеосинклинальных альпийских складчатопокровных горных сооруже ний в Европе, Северо-Западной Африке и Южной Азии и в пределах западной части Тихоокеанского кольца, а также с новообразованием эпиплатформенных орогенных поясов, крупнейшими из которых явля ются Центрально-Азиатский и Восточно-Африканский. К этому же этапу в основном относится образование гигантской мировой системы срединноокеанических хребтов, хотя зарождение этой системы, вероятно, произошло в конце мела. Океаны испытали в течение данного этапа существенное расширение и углубление, а общий размах рельефа Земли заметно возрос благодаря одновременному увеличению высоты конти нентов. Наконец, в основном именно на данном этапе образовался спе цифический рельеф переходных зон между континентами и океанами с их системами окраинных морей, островных дуг и глубоководных жело бов. Само возникновение многих окраинных (Японское, Охотское, Берингово и др.) и ряда внутренних (Балеарское, Лигурийское, Тиррен ское, Эгейское, быть может, Карибское) морей также принадлежит этому этапу геоморфогенеза. Таким образом, огромное, во многом решающее значение неотектонического этапа для формирования современного рельефа Земли не под лежит сомнению; поэтому старую формулу «неотектоникон созданы все основные черты современного рельефа Земли» надо лишь заменить ня более точную «неотектоника завершила создание современного рельеф Земли во всех его деталях». Соответственно следует констатировать, что в неотектонике основ ными (но не единственными) методами являются геоморфологические, а геологические и прочие— вспомогательными. Однако геохронологиче ский диапазон применения геоморфологических методов охватывает не только неотектонический этап, но распространяется на палеоген и мезо зой, поскольку во внутренних районах континентов распространены поверхности выравнивания этого возраста. Но для данного этапа значе ние геоморфологических методов становится уже подчиненным по отно шению к геологическим. Хотя роль донеотектонических этапов быстро убывает от более поздних к более ранним, их относительное значе ние в создании черт рельефа разного масштаба изменяется в обратном порядке. На первом же этапе наметилась основная черта рельефа нашей планеты—ее дисимметрия с разделением на океаническое и континенталь ное полушария. Ко второму этапу относится возникновение экваториаль лавразийского ной дисимметрии и —южного коренных отличий в характере развития северного— — гондванского полушарий. На третьем этапе обозначились контуры современных континентов и океанов и оконча тельно оформилась дисимметрия Арктики и Антарктики. Крупные элементы современного мегарельефа Земли более подчиненного значения возникли в следующей последовательности: материково-платформенные равнины (низменности и шельфовые моря— PR3)—»-эпиплатформенные, рекурентные и постумные горные сооружения (PR3, PZ, MZ)—►абис сальные равнины океанов (PZ3, MZ)—»-молодые, эпигеосинклинальные горные сооружения (KZ)— геосинклинали (переходные зоны от континентов к океанам) и срединно-океанические хребты (KZ и в основном N +Q). Иначе говоря, формирование мегарельефа в неогее шло от внутренних районов континентов к центральным частям океанов.

16.  Мегарельеф и платформ суши и подвижных поясов материков.

МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ

Площадь материков – 230 млн. км2

· с подводной окраиной,

· с эпигеосинклинальными континентальными образованиями

· с участками с корой материкового типа в пределах переходных зон

В пределах материков выделяют два основных типа морфоструктур

· платформенные и

· геосинклинальные.

Мегарельеф платформ суши

Платформы —

это основные элементы структуры материков,

характеризуются

· более спокойным тектоническим режимом,

· меньшей интенсивностью проявлений магматизма и сей­смичности.

Более 50% площади платформ занято

· низменными равни­нами,

· невысокими плато,

· плоскогорьями или

· шельфовыми морями типа Балтийского, Желтого и др.

Материковые платформы неодинаковы по возрасту.

Выделяют древние и молодые платформы.

Рассмотрим отдельно.

Молодые платформы

Сравнение с рельефом древних (докембрийских) платформ

 

Сходство

существенная роль принадлежит равнинам, невысоким плато и плоскогорьям

Среди равнин выделяются и аккумулятивные и денудационные

 

Например:

аккумулятивные равнины: значительные части Западно-Сибирской,

Туранской, Ко­лымской низменностей

денудационная столовая рав­нина на герцинской платформе – плато Устюрт

дену­дационная равнина на моноклинально залегающих породах – территория Парижского бассейна

 

Отличия

рез­ко возрастает роль горного рельефа, особенно в пределах ме­зозойских платформ

Различна структура и рельеф гор

В горах и на равнинах четко прослеживается связь молодых структур с древними

Горы молодых платформ четко выражены в рельефе

 

Например:

Урал, Аппалачи, Большой Водораздельный хребет Австралии,

Центральный массив во Франции; ряд массивов в пределах Казахского мелкосопочника)

 

Среди гор молодых платформ выделяют:

 

а) горы с глубоко срезанной древней структурой, унаследованной последующими движениями и проявляющейся в современном рель­ефе;

 

б) горы с неглубоко срезанной древней структурой, четко вы­раженной в современном рельефе;

 

в) горы, образованные главным образом разрывной тектоникой, с невыраженной древней струк­турой.

 

В рельефе гор молодых платформ четко прослеживается

· высотная поясность,

· широтная климатическая зональность.

Нагорья

· высоко припод­нятые территории, но со значительно меньшей расчлененностью рельефа.

(Иранское нагорье, нагорье Тибет (южная часть), нагорье Малой Азии и др.)

· имеют в основном денудационную морфоскульптуру, характер которой обусловливается конкретной физико-географической обстановкой.

· характерна аридно-денудационная морфоскульптура.

· широко развиты формы рельефа, обу­словленные деятельностью нивально-гляциальных процессов.

(Тибетское нагорье)

 

Межгорные впадины

· располагаются на несколько тысяч метров ниже окружающих их гор

· заполнены мощной толщей рыхлых отложений пролювиального, аллювиального или флювиогляциального или озерно-морского происхождения.

(Куринская, Колхидская и др.).

 

Предгорные впадины

· это участки соседних платформ, втянутые в зону геосинклиналь­ного тектогенеза и испытавшие значительное прогибание.

· В со­временном рельефе выражены предгорными аккумулятивными равнинами

(Месопотамская, Индо-Гангская, Кубанская, Тер­ская низменности и др.).

· Ближе к горам равнины становятся на­клонными и характеризуются большими высотами и более зна­чительным эрозионным расчленением

(наклонные равнины Средней Азии, Предальпийские равнины).

Морфология островных дуг

Островная дуга – подводный хребет с отдельны­ми торчащими над водой вер­шинами — островами

· отделя­ет котловину окраинного моря со стороны океана от глу­боководного желоба, располо­женного на границе переходной зоны и ложа океана.

Примеры:

· Южная котлови­на Охотского моря — Куриль­ская островная дуга — Курило-Камчатский желоб;

· Япон­ское море — Японские остро­ва — Японский глубоководный желоб и др.

Высоты горных вер­шин островных дуг до 4,5 км.

 

· характерен современный вулканизм центрального типа, многочисленные вулканы с андезитовым или липаритовым соста­вам лав

 

· обычно разбиты глу­бокими разломами, имеющими поперечное или близкое к попе­речному простирание

 

· вулканы на островных дугах располагаются на пересечениях оси островных дуг с разломами.

 

· островные дуги бывают двойными, в которых различаются внутренняя и внешняя дуги, параллельные друг дру­гу, разделенные межгрядовой депрессией.

Например, Курильская дуга.

 

· на определенной стадии раз­вития островные дуги могут слиться друг с другом, образовав единый массив суши.

Например, Японские острова, Куба.

 

· Большинство островных дуг находится в зоне 9-балльных землетрясений. Для них харак­терны тектонические движения земной коры, характеризующиеся большими скоростями.

Индонезийский подтип

· Индонезийская, Кариб­ская и Южно-Антильская переходные области.

· характеризу­ются наибольшей сложностью строения.

· выделяется несколько котловин, глубоководных желобов и остров­ных дуг.

· В котловинах нередки крупные подводные хребты и возвышенности.

· Глубоководные желоба встречаются и с внутрен­ней стороны островных дуг.

· Сами островные дуги имеют различ­ный возраст и в большинстве случаев сильно изогнуты в плане.

· Вулканизм и сейсмичность здесь также значительны, как и в областях предыдущего подтипа.

 

Средиземноморский тип

· еще более сложно устроенные переходные области

· Складчатые сооружения образуют здесь острова, полуострова, дислоцированные породы слагают обширные про­странства материковых гор и равнин

17.  Мегарельеф подводных окраин материков и переходных зон.

около 35% площади материков покрыто водами морей и океанов. Мегарельеф подводной окраины материков имеет свои существенные особенности. Примерно 2/3 ее приходится на Северное полушарие и только 1/3 — на Южное. Отметим также, что чем больше океан, тем меньшую долю от его площади занимает подводная окраина материков. Например, у Тихого океана она составляет 10%, у Северного Ледовитого — более 60%. Подводная окраина материков делится на шельф, материковый склон и материковое подножие.

Шельф. Прибрежную, относительно мелководную часть морского дна с более или менее выровненным рельефом, в структурно-геологическом отношении представляющую собой непосредственное продолжение прилегающей суши, называют шельфом. Около 90% площади шельфа составляют затопленные равнины материковых платформ, которые в различные геологические эпохи, в связи с изменением уровня океана и вертикальными движениями земной коры, затоплялись то в большей, то в меньшей степени. Например, в меловое время шельфы были распространены гораздо шире, чем сейчас. Во время четвертичных оледенений уровень океана понижался более чем на 100 м по сравнению с современным, и соответственно обширные пространства нынешнего шельфа тогда представляли собой континентальные равнины. Таким образом, верхняя граница шельфа непостоянна, она меняется из-за абсолютных и относительных колебаний уровня Мирового океана. Самые недавние изменения уровня были связаны с чередованием ледниковых и межледниковых эпох в четвертичное время. После таяния ледникового покрова в Северном полушарии уровень океана поднялся примерно на 100 м по сравнению с положением его во время последнего оледенения.

Рельеф шельфа преимущественно равнинный: средние уклоны поверхности от 30' до 1°. В пределах шельфа широко распространены реликтовые формы рельефа, возникшие в прошлом в континентальных условиях (рис. 9.2). Например, на атлантическом шельфе США к северу от п-ова Кейп-Код дно представляет собой затопленную ледниково-аккумулятивную равнину с характерными формами гляциального рельефа. Южнее п-ова Кейп-Код последнее оледенение не распространялось, здесь прослеживается холмистая равнина с округлыми «мягкими» водоразделами и четко выраженными затопленными речными долинами. Во многих районах в пределах шельфа распространены различные структурно-денудационные (также реликтовые) формы рельефа, образовавшиеся в результате воздействия денудационных процессов на геологические структуры. Так, при моноклинальном залегании пород довольно часто формируется характерный грядовый рельеф, связанный с препарировкой прочных пород[1].

Наряду с реликтовыми субаэральными равнинами на шельфе встречаются абразионные равнины, выработанные либо при прошлом, либо при современном уровне моря (бенчи береговой зоны), а также аккумулятивные равнины, сложенные современными морскими осадками.

Поскольку равнины шельфа представляют собой преимущественно затопленные равнины материковых платформ, крупные черты рельефа здесь обусловлены (как и на суше) особенностями структуры этих платформ. Пониженные области шельфа часто соответствуют синеклизам, возвышенности — антеклизам. На шельфе нередко встречаются отдельные впадины, переуглубленные относительно соседних участков дна. В большинстве случаев это грабены, днища которых выстланы толщей современных морских отложений. Таковы, например, Кандалакшская впадина Белого моря, глубина которой более чем на 100 м превышает глубину соседних участков, желоб Святого Лаврентия на канадском шельфе Атлантического океана и др.

Рис. 9.2. Реликтовый субаэральный рельеф на шельфе.

А —ледниковый рельеф на дне Баренцева моря (по Матишову, 1977):

1 — ледниковые долины; 2 — молодые моренные образования; 3 — древние моренные образования; 4 — изобаты

Б — затопленные речные долины Яванского шельфа

Раньше считалось, что шельф заканчивается на глубине 200 м, где он сменяется материковым склоном. Современные исследования показали, что трудно говорить о какой-то определенной глубине, до которой распространяется шельф. Граница между шельфом и материковым склоном морфологическая. Это бровка шельфа — почти всегда четко выраженный перегиб профиля дна, ниже которого его уклоны значительно возрастают. Часто бровка находится на глубине 100—130 м, иногда (например, на современных абразионных подводных равнинах) она отмечается на глубинах 50—60 и 200 м. Есть также шельфовые равнины, распространяющиеся на гораздо большие глубины. Так, большая часть дна Охотского моря — шельф по геологическим и геоморфологическим признакам, а глубины здесь в основном 500—600 м, местами достигают 1000 м и более. У типично шельфового Баренцева моря бровка шельфа проходит на глубине более 400 м. Это говорит о том, что происхождение шельфа связано не только с затоплением окраинных равнин суши в результате повышения уровня моря, но и с новейшими тектоническими опусканиями окраин материков.

Одной из интересных форм рельефа шельфа являются затопленные береговые линии — комплексы береговых абразионных и аккумулятивных форм, отмечающие уровни моря в прошлые эпохи. Изучение древних береговых линий, как и изучение отложений шельфа, позволяет выяснить конкретные детали истории развития шельфа в том или ином районе.

Рис. 9.3. Краевое плато Блейк (атлантическая подводная окраина Северной Америки)

На шельфе широко распространены также различные формы рельефа, образованные современными субаквальными процессами — волнением, приливными течениями и др. (см. гл. 19). В тропических водах в пределах шельфа типичны коралловые рифы — формы рельефа, созданные колониями коралловых полипов и известковых водорослей (см. гл. 20).

Прибрежные участки дна, прилегающие к островам переходной зоны или к океаническим островам, выровненные и относительно мелководные, также обычно называют шельфом. Эта разновидность шельфов занимает незначительную площадь, составляющую всего несколько процентов от всей площади шельфа, в основном имеющего платформенную структуру.

18.  Мегарельеф океанического ложа и срединно-океанические хребты.

Ложе океана

· соответствует в структурном отношении океани­ческим платформам, или талассократонам.

· наблюдается ячеистость его мегарельефа.

· Гигантские котловины с относительно ров­ным, чаще холмистым дном отделяются крупнейшими хребтами, валами, возвышенностями.

· Наиболее типичная океаническая кора присуща днищам котловин.

· На возвышенностях мощность коры увеличивается, а под типич­ным базальтовым слоем находится слой повышенной плот­ности.

· большая глубина океанических котловин,

· преобладание отрица­тельных вертикальных движений на этих участках земной поверх­ности.

· океанические бассейны служат областями аккумуляции самого разнообразного осадочного материала, поступающего с суши.

 

19. Методология составления геоморфологических карт.

Методика составления структурно – геоморфологических карт • В основе метода лежит дешифрирование топографических карт, аэро- и космических снимков с использованием современных ГИС технологий, позволяющих сопоставлять топооснову с фотоизображением, а также построение и интерпретация геолого-геоморфологических профилей. • Амплитуды движений считываются с топографической карты • Результаты сопоставляются с геолого-геофизическими данными Линеамент – закономерно повторяющиеся направления, по которым организуются формы рельефа и геологические структуры Слабая зона – зона разрыва, повышенной трещиноватости, дробления пород.

Геоморфологическое картографирование - это процесс создания геоморфологических карт. Является важным этапом геоморфологических исследований, направленных на решение теоретических и практических вопросов. При выполнении полевых геоморфологических исследований проводятся можно выделить три основных этапа: предполевой, полевой и камеральный.

· Предполевой этап.

Подготовка к полевому этапу включает сбор и анализ имеющихся геологических и геоморфологических материалов, предварительное дешифрирование аэрофотоматериалов, составление и утверждение плана работ.

1. Сбор и анализ имеющихся геологических и геоморфологических материалов.

Еще до выезда в поле необходимо составить представление о районе работ по данным предыдущих исследований. Также необходимо собрать подробные сведения о геологическом строении и особенностях кайнозойских отложений района. Затем производится выборка имеющихся материалов и составляется карта фактического материала.

2. Предварительное дешифрирование аэрофотоснимков и анализ топографических карт.

С помощью топографических карт необходимо выяснить основные черты рельефа территории. Затем намечают предстоящий маршрут таким образом, чтобы пересечь все крупные элементы рельефа, посетить наиболее интересные участки с резко различными особенностями рельефа.

3. Составление плана работ.

На этом этапе определяется методика, по которой будет производиться геоморфологическая съемка, принцип построения карты и типовая легенда для нее.

· Полевой этап.

Сначала совершают ознакомительный объезд территории по нескольким главным направлениям. Основой геоморфологической съемки являются наземные маршруты и наблюдения. По охвату исследуемой территории полевыми наблюдениями различают съемку сплошную и выборочную.

Сплошная съемка. Равномерное распределение маршрутов и сбор фактического материала на всей исследуемой площади.

Выборочная съемка. Проводилась на выездной практике в окрестностях Томска. Производится путём исследования отдельных разрозненных маршрутов или участков.

Наблюдения при геоморфологической съемке ведутся непрерывно на всем протяжении маршрута. Записи наблюдений привязываются к определенным точкам маршрута - точкам геоморфологических наблюдений. На стоянке делается полное описание маршрута , с нанесением его на карту фактического материала. Во время наземных маршрутов и наблюдений необходимо осуществить следующие основные виды работ.

1. Изучение элементов и форм рельефа, выяснение их генезиса. Основными элементами равнин являются междуречные равнины и долины рек. Основными элементами рельефа горных стран являются склоны и гребни. Обращают внимание на форму водоразделов. Описывают морфологию и морфометрию денудационных останцов, отрицательных суфозионно- карстовых форм.

2. Изучение кайнозойских отложений. Проводится путем детального изучения и послойного описания обнажений.

3. Фотографирование и зарисовки изучаемых объектов.Фотографированию подлежат все характерные формы рельефа: надпойменные террасы, балки, овраги, карстовые, солифлюкционные, ледниковые, эоловые формы и т.д. При необходимости делаются панорамные снимки. Рисунок так же делается в дневнике. Под рисунком дается его привязка и характеристика.

4. Построение геоморфологических профилей. Этот вид работ является важным способом визуализации геоморфологической информации. Основой для геоморфологического профиля является топографический профиль. На нем обозначают все формы рельефа и слагающие их горные породы. Генезис и возраст рельефа отображается на верхней линии профиля штриховыми, линейными знаками и индексами. Названия форм рельефа подписываются. Профили составляются так, чтобы они пересекли все характерные формы рельефа участка. Линии профилей обозначаются на карте фактического материала.

5. Полевое дешифрирование аэрофото- и космических снимков. В ряде случаев некоторые вопросы строения территории возможно решить только с применением данных дистанционного зондирования. Это, например, положение тыловых швов высоких террас, древние эрозионные формы, глубинные разломы и разрывные нарушения и др.

6. Изучение современных экзогенных рельефообразующих процессов. Выделяются участки денудационного и аккумулятивного рельефа, отдельными условными знаками на карте отмечаются все антропогенные формы рельефа.

Условные знаки для карты и профиля выбираются в соответствии с типовой легендой, которой придерживаются участники съемки. В качестве основы для аналитического картографирования в средних и крупных масштабах должна быть принята легенда ВСЕГЕИ, поскольку она является наиболее проработанной и возникла в результате обобщения большого объема материалов геоморфологического картографирования.

К концу полевых работ должны быть оформлены следующие документы: карта фактического материала, геоморфологическая карта, сводный геолого-геоморфологический профиль, геолого-геоморфологические профили характерных форм рельефа, дневники всех участников отряда, журналы образцов и фотоснимков, предварительный отчет.

· Камеральный этап.

Проводится окончательная обработка полевых материалов, выполняются лабораторно-аналитические исследования, обобщаются все собранные геолого-геоморфологические данные, составляются окончательные варианты карт и отчета. Кроме карт, необходимо представить следующие графические приложения: геолого-геоморфологические профили, зарисовки характерных элементов рельефа, зарисовки опорных разрезов рыхлых отложений, фотографии, отдешифрированные аэрофотоснимки, таблицы и графики динамики современных процессов рельефообразования, графики результатов анализов, полевые книжки всех участников съемки. На основании этих материалов пишется отчет о результатах работы. Содержание отчета зависит от целей съемки, характера и сложности исследований. [4]

 

Код компетенции: ОПК-3; наименование компетенции: владение профессионально профилированными знаниями и практическими навыками в общей геологии, теоретической и практической географии, общего почвоведения; использовать их в области экологии и природопользования

1.  Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом.

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 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 конкретных физико-географических условиях.

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выражаются в рельефе

положительными формами в виде куполов. Хорошо известны лакколиты Северного

Кавказа (рис.8) 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).

Рис.8. Лакколиты Минеральных вод. Северный Кавказ (рис. Н.П. Костенко)

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, как считают О.К. Леонтьев

и Г.И. Рычагов (1988), непосредственное значение для геоморфологии. 46

Понятия по теме «Вулканический рельеф»

Стратовулкан – вулканы, в строении которых участвуют как слои лав, так и слои

пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти правильную

коническую форму.

Барранкосы – глубокие эрозионные борозды, расходящиеся как бы по радиусам от

вершины вулкана.

Кальдера – очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры. Причем

современные кратеры располагаются внутри кальдеры.

Сомма – кольцевая возвышенность, оставшаяся от конуса вулкана, или расположенная

вокруг кратера вулкана.

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.

Диатремы, или трубки взрыва – кратеры взрыва, у которых в результате длительной

денудации уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата. Древние трубки

взрыва в ряде случаев оказываются заполненными ультраосновной магматической

породой – кимберлитом (это алмазоносная порода).

Вулканический пепел – частицы менее 0,1 мм. Он состоит из обломков вулканического

стекла, кристаллов полевых шпатов и других минералов.

Вулканический песок – частицы 0,1-2 мм.

Лапилли – или камешки 2-30 мм.

Вулканические бомбы – частицы диаметром более 30 мм.

Фумаролы – лат «фума» - дым – многочисленные струи газа, выделяющегося длительное

время после извержения.

Сольфатары – итал. «сольфатара» - серная пыль - сернистые фумаролы.

Гейзеры – это периодически действующие паро-водяные фонтаны.

Термальные источники – горячие источники подземных вод различной температуры.

2. Вулканизм как фактор рельефообразования. Типы вулканов, закономерности их развития и распространения.

Вулканизм или эффузивный магматизм – это явление, возникаю­щее в результате излияния магмы на поверхность Земли. Выра­жается вулканизм в образовании на поверхности Земли вулканов1. Вулканы делятся на три категории: действующие, уснувшие и потухшие.

К действующим вулканам относятся вулканы, извергавшиеся хотя бы один раз на памяти людей, т.е. в историческое время, а также вулканы, об извержениях которых нет сведений, но они сегодня выделяют горячие газы и воды. К уснувшим относят вулканы, не извергавшиеся в историческое время, но хорошо сохранившие свою конусовидную форму, под которыми проис­ходят локальные землетрясения. Потухшими считаются вулканы, форма которых сильно разрушена в результате действия природ­ных процессов и временного фактора, и не проявляющие никакой вулканической активности.

К поверхности Земли магма поднимается либо по трещинам (разломам), либо по трубообразным каналам на пересечении разломов. В зависимости от этого выделяются вулканы трещин­ного и центрального типов. Вулканы трещинного типа распро­странены, в основном, в океане. Почти все горные сооружения на дне океана имеют вулканическое происхождение.

На суше имеется только один действующий вулкан трещинного типа, расположенный на о. Исландия. Изливаясь из трещины и застывая, магма создает лавовые покровы, занимающие на по­верхности большие площади. В прошлые геологические периоды трещинные вулканы имели довольно большое распространение на суше. Например, базальтовые лавовые покровы образуют плато Декан на п-ове Индостан, плато Путорана на Среднесибир­ском плоскогорье. Известны лавовые покровы в Северной и Южной Америке, на юге Африки, в Австралии.

Вулканы центрального типа широко распространены на суше, где насчитывается более 650 только действующих вулканов. Верхняя часть подводящего канала в таких вулканах называется жерло. Неоднократные извержения приводят к образованию над жерлом, обычно, конусовидной горы, сложенной слоями эффузивных (вулканогенных) пород. Поэтому их еще называют стратовулка­нами, т.е. слоистыми вулканами. Слоистость образуется за счет наложения друг на друга разновозрастных продуктов изверже­ний. На вершине горы образуется воронкообразное углубление, называемое кратером.

Извергающиеся из кратера лавы имеют разнообразный химиче­ский состав и различаются по своим физическим свойствам, например по вязкости, от которой зависит текучесть лавы. В зависимости от вязкости лавы образуются различные формы вулканов центрального типа. В случае малой вязкости лавы происходит ее быстрое растекание и тогда образуется щитооб­разная форма. Вулканы такой формы называются щитовыми вулканами. Если лава обладает средней вязкостью, то над жерлом возникает классическая конусообразная форма. Такие вулканы называются конусовидными. Лавы с высокой вязкостью медленно выдавливаются из жерла, образуя над ним форму в виде купола или обелиска. В этом случае вулканы называют купольными.

Кроме жидкой лавы при извержениях выбрасывается большое количество ядовитых газов (HCl, HF, H2S, CO, CO2, H2 и др.), паров воды и твердых продуктов в виде вулканического пепла и вулканических бомб. Вулканический пепел представляет собой застывшие мельчайшие брызги лавы алевритовой и песчаной размерности, выбрасываемые извергающимися газами на боль­шую высоту (до 10 км). Он может переноситься на большие расстояния. Так, например, при извержении в 1956 г. вулкана Безымянный на Камчатке вулканический пепел достиг Англии. Вулканические бомбы представляют собой выброшенные во время извержения сгустки (комки) лавы, принявшие во время полета ту или иную форму.

Из вулканического пепла и вулканических бомб образуются вулканогенно-обломочные или пирокластические породы, кото­рые разделяются на рыхлые и сцементированные. Скопления вулканического пепла и вулканических бомб образуют соответст­венно сцементированные вулканические туфы и вулканические брекчии или промежуточные породы – туфобрекчии. Кроме этого, вулканогенно-обломочные породы подразделяются на грубооб­ломочные (>10 мм), крупнообломочные (2 - 10 мм), среднеобло­мочные (0,1 - 2 мм), мелкообломочные (0,01 - 0,1 мм) и тонкооб­ломочные (< 0,01 мм).

3. Типы и продукты вулканических извержений. Формы рельефа на склонах вулканических построек.

Извержения В. не всегда одинаковы. В зависимости от количественных соотношений извергаемых вулканических продуктов (газообразных, жидких и твёрдых) и вязкости лав выделены 3 главных типа извержений: излияние магмы, кот достигнув ЗП дегазируется и превращается в лаву;эксплозивный взрывные, когда осн канал закупорен и под давлением происх взрыв, при взрыве магма распыляется и застывает в виде обломков; преатические поствулканич деятельность, но могут случаться и перед, выбросы вулк газа и вод пар. Шлаковые конусы. При раховых экспл извержениях и часто явл не самост формами, а паразитич на склонах осн вулканов, паразитич, потому что нарушают правильную конич форму стратера вулкана.

4. Выветривание, типы выветривания и их особенности, кора выветривания.

Выветривание – это совокупность естественных процессов, в результате которых происходит изменение и разрушение горных пород. Различают физическое, химическое и органическое выветривания.

Физическое выветривание выражается в растрескивании горной породы на обломки разного размера в результате изменений ее объема из-за перепада температуры или расширения трещин при замерзании в них воды. Процесс разрушения горной породы в результате неоднократного замерзания в трещинах воды называется морозным выветриванием.

Химическое выветривание возникает в результате химического воздействия на минералы горных пород кислорода, солей, кислот и щелочей, присутствующих в воздухе, почве и воде. При этом образуются новые, устойчивые к данной среде минералы. Например, минерал полевой шпат, являющийся породообразующим минералом гранитной породы превращается в глинистый минерал каолинит. Устойчивые к химическому выветриванию минералы (например, кварц) остаются неизмененными в виде обломков. В случае легкорастворимых пород (известняка, каменной соли и др.) происходит вынос веществ, слагающих минералы, в растворенном виде.

Физическое и химическое выветривания действуют совместно, но их интенсивность зависит от природных условий и подчиняется, в основном, климатической зональности. Физическое выветривание наиболее сильно выражено в областях с холодным или сухим климатом. Химическое выветривание особенно ярко проявляется в областях с влажным и теплым климатом. При отсутствии денудации, например, при выровненном рельефе продукты химического выветривания остаются на месте, образуя так называемую кору выветривания, которая часто содержит ценные полезные ископаемые (алюминий, марганец, никель, кобальт и др.). В случае относительно легкорастворимых пород, например, известняка, химическое выветривание создает неровную поверхность в виде борозд с острыми гребнями, которые называются карры. В результате растворения известняков возникают и другие формы рельефа: карстовые воронки и карстовые пещеры. Все они объединяются под названием карст.

Минералы, слагающие горные породы, а значит и сами горные породы различаются по твердости. Следовательно, одни породы разрушаются быстрее, а другие медленнее, т.е. одни породы более устойчивые к выветриванию, а другие менее устойчивые. Иначе говоря, выветривание действует на них избирательно. Это явление называется избирательной денудацией. Когда продукты выветривания не остаются на месте, а уносятся, то возникают специфические формы рельефа, связанные с избирательной денудацией. Так, например, залегающие среди осадочных пород интрузивные магматические породы, как более устойчивые к выветриванию, образуют отдельные столбы, башни или одиночные горы.

Большую роль в выветривании играют также организмы. В результате их жизнедеятельности и продуктов их распада, происходит как механическое раздробление горных пород, так и химическое изменение минералов, приводящие к разрушению горной породы. Выветривание, производимое с помощью организмов, называют органическим выветриванием, но в конечном итоге оно сводится к физическому или химическому выветриванию. Обломки, возникшие в результате выветривания, удаляются с места их образования агентами перемещения.

 

5. Склоны и склоновые процессы, их типология и роль в рельефообразовании.

К склонам относятся все участки ЗП с углом наклона не менее

2°, на которых вещества перемещаются главным образом под действием силы тяжести.

Под склоновыми процессами понимаются литодинамические потоки ближнего переноса, образованные в результате выветривания горных пород. Рыхлые продукты выветривания переносятся ими на относительно небольшое расстояние, после чего подхватываются агентами дальнего переноса: текучими водами, ледниками, ветром. Как и все литодинамические потоки, склоновые процессы осуществляют денудационную и аккумулятивную работу. Главная причина всех склоновых процессовявляется нарушение равновесия между силой тяжести и силой сцеплиния частиц, слагающих данный склон. Важнейшим фактором, нарушающим равновесие, выступает вода, которая сильно Уманьшает трение и активизирует перенос вещества на склонах. Различают склоновые процессы разрушающие и склоноформирующие. Ко вторым относятся те процессы, которые первоначально создали данный склон. Например, вулканические склоны сформированы эффузивным магматизмом (вулканизмом), склоны оврага —эрозией временных водотоков, склоны моренных холмов — ледниковой аккумуляцией и т.д. Наиболее крутые склоны имеют тектоническое, эрозионное или антропогенное происхождение. В пределах каждого склона сверху вниз выделяют зоны, где преобладают денудация, транзит и аккумуляция материала. В ходе развития склона транзитная зона под влиянием разных факторов смесмещается от денудационной к аккумулятивной зоне, две последние различаются как углом наклона (денудационная более крутая, аккумулятивная самая пологая), так и мощностью и строением обломочного чехла: в верхней части склона он тонкий, состоит из крупных обломков, в нижней — мощность отложений значительно больше. Помимо происхождения, склоны могут бьпъ классифицированы по многим признакам: масштабу и крутизне, длине, форме в профиле и плане, экспозиции, преобладающим склоновым процессам. По масштабу склоны различаются от мельчайших форм рельефа(наноформ) до крупнейших (планетарных) форм рельефа По крутизне различают склоны: крутые — более 35°, средней крутизны — 15—35°, пологие — 6—15°, очень пологие — 2—6°. Длиной склона определяется количество влаги, которая на него попадает во время дождей и в период снеготаяния. А от степени увлажнения зависит интенсивность хода большинства склоновых процессов. Кроме того, на длинных склонах материал в процессе перемещения подвергается большей переработке. По форме в профиле и плане различают склоны прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые, ступенчатые, неровные. Эти различия обусловлены всей совокупностью процессов, сформировавших данный склон, и особенностями протекающих на нем склоновых процессов. Небольшие прямые склоны считаются простейшими. Выпукло—вогнутые, стуленчатые и неровные незавимо от их масштаба всегда можно разделить на несколько более простых (элементарных) поверхностей. Форма склонов в плане определяет характер распределения по ЗП вещественных потоков (направленные перемещения воды, грунта, миграции отдельных элементов). На выпуклых в плане склонах происходит рассеяние (дивергенция), на вогнутых — схождение (конвергенция) этих потоков.

6. "Быстрые" склоновые процессы: обвалы, осыпание, снежные лавины, сели, оползни.

Обвалы – происходят на очень крутых склонах. Развиваются в процессе быстрого обрушения крупных обломков горных пород или ледниковых языков. Главные причины обвалов – землетрясения, оттепели, ливневые дожди.Как правило, обвалы случаются в скальных породах, монолитность которых нарушена физическим выветриванием.Обвалы – один из главных факторов денудации горных стран. Их объём может достигать кубических км, а масса – миллиардов тонн. Следовательно, могут образовываться большие подпруженные озёра. Пример: Сарезское озеро на западном Памире. Маленькие обвалы из менее крупных обломков – камнепады. Образуется беспорядочно холмистый рельеф.В верхних частях обвальных склонов возникают стенки (обладают ровной поверхностью), ниши и цирки (круты и имеют нависающие карнизы).Осыпание – на крутых склонах. Осыпаются те породы, которые в ходе физического выветривания распадаются на мелкие обломки (песчаники, сланцы, многие граниты). Осыпание – процесс долговременный. Как и обвалы осыпи особенно интенсивны в горах с резко континентальным климатом. Они приводят к образованию у основания склонов осыпи. Выше осыпи на склоне под воздействием перемещающегося материала возникают осыпные лотки – желоба. Осыпание продолжается до достижения склоном угла естественного откоса. Крупные обломки скатываются дальше и остаются по периферии осыпи. Осыпные отложения часто перемешиваются с обвальными, образуя коллювий. Снежные лавины – происходят, когда выпадает большое количество снега. Накопившийся на склонах снег теряет устойчивость и обрушивается вниз. Для этого достаточно даже резкого звука человеческого голоса.Различают:осовы – соскальзывают широким фронтом при малой мощности слоя.

лотковые лавины – при движение используют русла временных водотоков, кот подвергаются изменению. Прыгающие лавины – свободно падают, сваливаясь с отвесных уступов.+ различают сухие и мокрые. Сухие – образуются в течение всей зимы и состоят из рассыпчатого снега, который при движении вниз распыляется. Они редко спускаются ниже снеговой линии. Мокрые – состоят из тяжёлого, напитанного водой снегом. Спускаясь вниз, разрастаются как снежный ком и достигают зоны лугов и высокогорных лесов, образуя лавинные прочёсы. Выносят с собой грунт

Склоновые процессы, протекающие при участии воды: оползни, солифлюкция, сели. Медленные массовые смещения коры выветривания (крип).

Оползни – формируются под воздействием перемещения блоков горных пород вниз по склону.Наиболее подвержены оползанию те породы, где пласты пород наклонены в целом вниз по склону и наблюдается чередование водоупорных пород.Под кровлей водоупорных пород скапливается вода, играющая роль зеркала скольжения. + Подмыв склонов дождевыми, талыми водами и подмыв склонов боковой эрозией рек. + Волноприбойная деятельность водоёмов. Оползни особо развиты по берегам водоёмов и водохранилищ. Борьба с оползнями требует больших затрат и как правило не эффективна – закрепление склонов сваями и их дренаж. Объём и скорость могут быть весьма разными. По характеру смещения различают:1.деляпсивные – движение начинается внизу склона, вышележащие массы теряют опору и соскальзывают.2.детрузивные – движение начинается на верху склона.Различают:1.Оплывные склоны – поверхность, покрытая мелкими оползнями, которые развиваются на поверхности под плотными водоупорными породами. Причина – избыточное увлажнение почвогрунтов. 2. Склоны отседания – развиваются на скальных породах, формируя трещины – рвы отседания, параллельно склону. Солифлюкация – мелкое вязкопластичное течение переувлажнённых почвогрунтов. Охватывает верхние 10 см грунта. Различают быстрые – десятки см и мм в год и медленные – см в год. Солифлюкация протекает при наличии на склоне мелкозёма и переувлажнения. Наиболее развиты в области многолетней мерзлоты (лето) и во влажных тропиках. Сели – грязекаменные потоки. Присутствие воды необходимо. Происходят после периода дождей в областях с континентальным климатом. Для защиты строят дамбы. Масса селей зависит от объёма воды, интенсивности дождей, быстроты снеготаяния. При выходе из горных долин сели растекаются и образуют селевые конусы. Они достаточно пологие, угол меньше 10 градусов. Они формируются из разжиженного материала. Они занимают большую площадь, чем осыпные. Крупные обломки остаются в вершине (при растекание скорость уменьшается). На старых селевых потоках, прекративших своё развитие, селятся люди.На селевых конусах хорошая почва – земледелие. Поверхность селевого конуса часто пересечена глубокими радиальными оврагами, которые образуются потоками воды, уже отложившими свой твёрдый материал. Возобновление селевого режима связано с тектоническими движениями. Крип – самый медленное смещение – скорость мм в год. Причина: при перепадах температуры, замерзание и оттаивание воды склон изменяется, происходит нарушение равновесия. Весь чехол обломочного материала сползает вниз. И так происходит много раз. Из-за медленного движения с ним не связаны специфические формы рельефа. Нижние части корней находятся в неподвижной породе. Курумы – полосы каменного материала.

7. Медленные массовые смещения коры выветривания (крип), солифлюкция.

На равнинах и в горах с сезонным промерзанием поверхностного грунта и особенно в областях с многолетней мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция (от лат. solum - почва, земля и fluctio - истечение). Она протекает только в так называемом деятельном слое - слое сезонного промерзания и оттаивания. Наличие на некоторой глубине водоупора (вечномерзлого или еще не оттаявшей части сезонно-мерзлого слоя) обусловливает сильное увлажнение протаявшего слоя или его нижней части за счет содержащегося в нем льда и фильтрации влаги сверху. В результате грунт приобретает жидкотекучую консистенцию (состояние), способность течь тонким слоем. Солифлюкционное течение грунта происходит на склонах разной крутизны, начиная с углов наклона 2-3°. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости изменяются от 3 до 10 м/год. Мощность солифлюкционных потоков невелика и составляет 20-60 см. В нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность медленно текущей массы может увеличиваться до 1 м и более. В результате образуются натечные солифлюкционные терраски, языки, гофры, фестоны. Ширина языков-террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция - один из основных поставщиков материала в долины рек и временных водотоков. Медленная солифлюкция - движение массы грунта, обладающего вязкотекучей консистенцией, т.е. способностью растекаться толстым слоем. Возникает медленная солифлюкция в случае, если рыхлые массы, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон поверхности. К склонам медленной солифлюкции относится значительная часть склонов в арктических и субарктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции широко распространены. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на пологих склонах, крутизна которых всего 3-4°. Скорость движения грунта при медленной солифлюкции зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие скорости - от нескольких сантиметров до десятков сантиметров в год. С процессами солифлюкции связаны такие формы рельефа, как солифлюкционные валы и гряды, а также делли. Делли - неглубокие (0,25-0,5 м) понижения, расстояние между которыми колеблется от 20 до 60 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве случаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на склонах крутизной от 10 до 25°.

8. Рельефообразующая роль флювиальных процессов. Плоскостной смыв и русловой сток. Флювиальный перенос и аккумуляция, их закономерности.

Процессы и формы рельефа связанные с деятельностью постоянных и временных водных потоков на суше. Важнейший фактор экзогенного формирования рельефа. Фл. процессы: плоскостной смыв и русловой сток. Плоскостной смыв. Множ-во тонких струек, кот. Еще слишком слабые, чтобы формир. собств. русло; сглаживание резких перегибов склона; эрозия почвы. Наблюдается повсеместно в периоды снеготаяния и дождей. За счет пл. смыва внизу склона накапливается плащ делювия (представл. суглинками, мощность более 10ка см). Русловой сток. Движение воды, ввиде концентрированных струй, способных выработать собственное русло. Высота перехода пл. смыва в русл. сток зависит от склона; если покрыт растительностью то только смыв. Флювиальный перенос и аккумуляция, их закономерности.

Каждый водоток переносит нек кол-во тв материала, кот наз его тв стоком. Пролювий слабо окатанный материал, нанос временных водотоков. Осуществляется : волочением по дну, сальтацией – прыжками, во взвешенном состоянии, в растворе, со льдом. Различают макс размер обломков, кот река может перенести и общую массу тв стока (кол-во взвеш материала, кот зав от полноводности). Опред по степени мутности. Низк мутность у рек вытекающих из озер. Речные наносы называют аллювием. 3 фации : русловой (накапл в русле, наиб крупн частицы, косая слоистость) пойменный (во время половодья и паводков, горизонтальная слоистость) старечный (самый мелкий, горизонтальная слоистость).Аномальная скорость связана с локальным тектоническим движением как поднятием так и опусканием.

9. Эрозионные формы и типы эрозионного рельефа, закономерности их развития. Базис эрозии и развитие продольного профиля реки.

Эрозией называется процесс углубления водотоком своего русла и расширения его в стороны. О преобладании боковой и глубинной можно судить по форме поперечного профиля долин. Вид глубинной пятящаяся удлинение оврагов за счет врезания их верховьев водоразделами выше вглубь междуречья. Под базисом эрозии понимают уровень, ниже которого эрозия не происходит. Существенно зависит от податливости к размыву ГП. Глубинная преобладает при больших уклонах, при этом невыработанный профиль встречается чаще. Боковая проявляется при малых уклонах в условиях максимального приближения продольного профиля водотока к равновесному состоянию. О понижении говорят в случае тектонического поднятия или сснижении уровня воды в конечном водоеме. Увеличении глубинной эрозии.. О повышении наоборот. Мировой базис – дно МО.Водоток стремится выровнять свое падение путем эрозии на одних участках и аккумуляции на других. Вся гидрологическая система стремится достичь равновесного состояния, которое описывается продольным профилем равновесия. Это график, которые строится по абсолютным высотным отметкам уреза воды в реке через одинаковые расстояния. Невыработанный профиль – ступенчатый, говорит о стадии юности в развитии данного водотока; на стадии зрелости продольный профиль плавный, ступени сглаживаются за счет эрозии, такой профиль наз. выработанным или продольным профилем равновесия; в стадии дряхлости предельн продольн профиль имеет мин уклоны, в природе не встречаетс, но стремится.

10. Русловые процессы и формы рельефа, излучины. Особенности формирования пойм рек, аккумулятивные и эрозионные поймы.

Эрозионные борозды. Можно наблюдать на слабо задернованных склонах в период весеннего снеготаяния. Кратковременные формы. В случае концентрации мощных струй преобразуется в промоины (рытвины). Глубина и ширина неск метров, длина десятки метров. Вместе подчинены склону. Процесс может развиться дальше, образование оврагов. Продольный профиль отлич от продольного профиля склона.Vобразный профиль показывает, что данная форма живая. Быстро растут, удлинняясь вверх по склону в глубь междуречий в результате регрессивной эрозии. 2 пути развитя оврага: балка и речная долина. Балка. Наиб крупн форма связанная с временными водотоками. На стадии выраб продольного профиля, когда у потока преобладает береговая эрозия. Если на дне оврага появится постоянный водоток, то в речную долину (врезание оврага в зону грунтовых вод или за счет перехвата какого-нибудь водоема). Если водоток перестает существовать, то преобразуется в балку. Овражный рельеф. Плоскости водораздела нет, есть только овраги перес местности. В зоне аридных условий. Осн сдерж факторами явл лес, наличие пов-ти водоупорных пород. Овражно-балочный. Степные районы, где рек мало и осн формы связ с времен водотоками. Связ с нерациональной деятельностью человека.Долинно-балочный в условиях лесостепей.

27. Русловые процессы и формы рельефа, излучины.

Русло – наиболее углубленная часть речной долины, по которой река протекает в межень. В русле каждой реки чередуются перекаты (наиб мелководные участки) и плёсы (глубокие). Речн перекаты – подвижные формы, сползают вниз по течению, вызывая этим движения др русловых форм,; надвигаясь на плёс стремятся засыпать его, тем самым смещая зоны размыва вниз по течению. Стержень место, где наиб перенос твердого материала. Вдоль стержня происходит основной перенос тв стока реки, поэтому там где V реки падает ( из-за уменьш склона) образ острова серёдки, явл подвижн формами, до тех пор пока не фиксируется растительностью; массовое обр в дельтах рек, где вследствии этого набл фуркация (деление русла на рукава). Руслам присуща извилистость. Отдельные изгибы наз излучинами или меандрами.По способу образования первичные (огибание рекой препятствий, единичны, имеют непрв геометрию) и вторичные( р-тат боковой эрозии, встреч группами, имеют упорядоч форму). Вторичные : врезанные (выс берега, кот размываются медленно, поэтому выглядят неподвижно) и блуждающие (низк берега, размыв быстро, образ стариц).

28. Пойма реки, особенности ее формирования, аккумулятивные и эрозионные поймы.

Пойма – часть днища речной долины, за пределами русла которая периодически затапливается в половодья и паводки.

Пойма:

Низкая затапливается каждый год,

Высокая – раз в неск.лет, когда половодья наиб.высоки.

Развитие поймы возникает в следствие изгибания излучины. Наращивание поймы идёт за счёт прирусловых валову. Прирусловой вал не более неск.м, образуется в результате выливания воды за пределы русла. Формирование участков поймы идёт путём намывания элементов.

Излучены: первичные, вторичные, излучены реки, ширина долины.

Формируются формы сперва в виде отдельных сегментов. Прирусловой вал образуется в ходе половодий, когда река вылевается из русла, течение падает, река отлагает часть русла.

Старица – старое русло реки с отсутствием течения или даже воды.

Останец – холм, возвышающийся над поймой.

Высокие станцы – остатки высокого коренного берега.

Низкие – остатки речных террас.

Это касается аккумулятивных форм пойм равнинных рек.

У горных рек поймы обычно эрозионные. Они узкие, ширина часто исчисляется дес.м.

Аккумулятивные поймы сложены пойменным аллювием, внизу равнинным. Поверхность ак.пойм почти горизонтальная или слабонаклонная к руслу.

У эрозионного аллювия нет, он представлен только галечником, который обновляется в каждое послед.половодье. Поймы наклонены к руслу.

 

11. Типы поперечного профиля речной долины, причины его асимметрии, связь речных долин с геологическим строением. Речные террасы, их происхождение, строение. Типы устьев рек, особенности их развития.

Р.т. – ступенеобразные формы на склонах речной долины, которые сформированы деят.рек.

Псевдотеррасы – результат разной устойчивости слоёв слагающих склонов.

Р.т. – высшие поймы, кот.перестали быть таковыми в следствие снижения б.э.и обрезания реки.

Процесс образования одной террасы – цикл эрозии и аккумуляции.

Кол-во террас в речной долине соответствует числу понижений речной эрозии.

Хаар-ная особенность цикловых террас – вытянутость на протяжен Ии большей части долины и сохраняют высоту, одинаковую над урезом воды. Прод.профиль р.т. параллелен прод.профилю реки.

У локальных р.т. прод.профиль не параллелен.

3 типа р.т.:

1. эрозионные

2. эроз0ионно-аккумулятивные (цокольные)

3. аккумулятивные.

Если аккум. – террасы-выпуклые степени,

Эрозионные – вогнутые.

Каждая терраса состоит из 2 поверхностей и 2 разделяющих их линий.

При последовательном опускании б.э. образуется структура врезанных террас.

По геол.строению:

1.вложенные террасы

2.прислонённые

Аккумул.по строению обр-ся при чередовании повышений и понижений б.э.

Если б.э.только повышается, обр-ся структура – наложенная терраса.

Типы поперечного профиля речной долины, причины его асимметрии, связь речных долин с геологическим строением. Типы устьев рек, особенности их развития.

1. ущелья(теснины) – долина узкая и глубокая. Ущелья обр-ся на стадии юности гор.рек, когда у тех резко преобладает глубинная эрозия.

2. В дальнейшем пор мере приближения долины к возрастанию долина расширяется и становится V-образной. Стадия зрелости гор.рек. Крутизна склонов каньонов со временем сохр., они не выполаживаются, это связ.с геол.строением. Они обр-ся там, где на пов-ти залегают породы с высокой водопроницаемостью и поверхн.сток слабый.

3. стадия зрелости равнин.рек. Пойменная долина (ящикообразная) с широкой поймой и террасой.

В реальности попереч.профиль р.д. асимметричен. Берег, подмываемый рекой, явл-ся крутым, отсутствует пойма и терраса. Намываемый положительный берег хорошо выражена и пойма, и терраса.

Причины ассиметрии:

сила Кориолиса

разное геол.строение, разные склоновые процессы у разных бортов долины.

По геол.строению:

нейтральные р.д.(не имеют явной связи с геол.строением)

продольные(однородное геол.строение, выровненный прод.профиль реки и выдержанная на больших отрезках форма речной долины)

поперечные(быстрая смена геол.строения и формы долины, невыработанный прод.профиль, изобилирующий водотоками).

Устья рек бывают:

эрозионные – обр-ся там, где в нижнем течение реки преобладает эрозия и процессы в береговой зоне конечного водоёма препятствуют накоплению аллювия.

аккумулятивные – там, где в нижнем течение реки преобладает аккумуляция и процессы в береговой зоне не препятствуют накоплению аллювия.

Эстуарий – воронкообразное расширение реки.

Дельты – аккумулятивные устья рек.

Типы:

простейшая – клювовидная

«птичьи лапы»

многорукавная

31. Речная система, водораздел, водосборный бассейн, речная сеть и ее рисунки, речные перехваты.

Речная система – глав.река со всеми её притоками.

Речной бассейн – площадь питания речной системы, территория, с которой река собирает свой жидкий и твёрдый сток.

Соседние речные бассейны разделены водоразделами.

Речная сеть – совокупность всех речных долин в пределах речных территорий. Рисунки:

древовидный

параллельный

перистый

радиальный

решетчатый

кольцевидный

Речной перехват: река А и В разделены хребтом. В реку А впадает приток. За счёт пятящейся эрозии этот приток постепенно прорезает хребет. На стадии 5 происходит речной перехват. Приток реки А перехватывает приток реки В. На продолжении реки В обр-ся сухая долина. Сквозной участок – на пересечении хребта.

 

12. Речная система, водораздел, водосборный бассейн, речная сеть и ее рисунки, речные перехваты.

Речная система – глав.река со всеми её притоками.

Речной бассейн – площадь питания речной системы, территория, с которой река собирает свой жидкий и твёрдый сток.

Соседние речные бассейны разделены водоразделами.

Речная сеть – совокупность всех речных долин в пределах речных территорий. Рисунки:

древовидный

параллельный

перистый

радиальный

решетчатый

кольцевидный

Речной перехват: река А и В разделены хребтом. В реку А впадает приток. За счёт пятящейся эрозии этот приток посте­пенно прорезает хребет. На стадии 5 происходит речной перехват. Приток реки А перехватывает приток реки В. На продолжении реки В обр-ся сухая долина. Сквозной участок – на пересечении хребта.

32. Снеговая линия, ледники, их образование и типы.

Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.

Там, где хионосфера пересекается с з.п., её нижняя граница образует снеговую линию.

Физ.смысл сн.линии: выше неё снег, кот.выпал на горизонталь­ную незатенённую каменистую площадку может сохраняться круглый год. Снег тает и выше снеговой линии, но не полностью, ниже сн.линии снег может сохраняться толко в виде снежников – перелитков, затенённых нишей пятилеток. Высотное положение сн.линии опред.климатои – Кол-вом солнечного тепла и осадков. В Ледн.эпохе высота сн.линии снижается, в Межледниковой –поднимается.

Ледники суши:

горные – занимают углубления в горах, выше сн.линии. Их площадь не очень большая, а мощность дес.-первые сотни м. Подчинены каменному рельефу и двигаются в соответ­ствии с его уклоном.

покровные – самые мощные, обр-ся на материках и островах(крупных) в усл.низкого положения сн.линии. Сплош­ным щитом покрывают весь каменный рельеф, и движ.льда происходит независимо, со слабой связью от подстилающего каменного рельефа. Направленно от частей к переферии.

Горные и покровные ледники тестно связаны.

33. Ледниковое рельефообразование: динамика ледников, зоны ледникового рельефообразования (зоны преобладающей ледниковой денудации, аккумуляции, перигляциальная зона), основные отличия ледникового рельефообразования от флювиального. Периодичность ледникового рельефообразо­вания в четвертичном периоде и отражение этой периодично­сти в наблюдаемом рельефе.

Ледник – естественное скопление льда на з.п., способное дви­гаться.

Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.

Глав.св-во льда – способность двигаться.

Джвижение льда осущ.:

1.под действием F тяж

2.ввиду инертности ледн.массы в рез-те перераспределения давления в теле ледника. Благодаря этому ледн.способны дви­гаться вверх по склону.

Экзарация – производимая ледником денудация – ледниковое выпахивание. Осущ.в фазу наступания ледника. Экзарац.снос зависит от типа движений:

1. медленное вязкое послойно-дифференцированное течение

2. блоково-надвиговый

3. пульсационный

Абляция – потеря массы ледника через таяние, испарение и откалывание льда. Аккумул.работа.

Обл.питания – наращивание массы ледника.Экзарац.работа.

С пов-ти лёд ведёт себя как хрупкое тело и интенсивно растрес­кивается, особенно в краевой части ледников. К низу трещины постепенно смыкаются. Начиная с глубины 15-30м лёд представ­ляет собой породу, способную течь. Летом трещины на пов-ти ледн.расширяются и углубляются. Обр-ся каньоны глубиной до сотен м. Зимой каньоны замаскированы снегом.

Нунатак – отдельные скальные выступы, которые протыкают ледник в его краевой части.

Шельф.ледн.- переходная разновидность между ледн.суши и воды. Обр-ся за счёт сползания ледн.льда в море. Мощность сотни м. Убыль их происходит за счёт откалывания от них айсбергов.

2 крупных ледника в Антарктиде и Гренландии. Неск.менее крупные в островах Арктики и Антарктике (Земля Ф.-И).

Гор.и покров.ледн.тесно связаны. В эпохи похолодания сн.лин.опускается, гор.ледн.срастаются др.с др., образуя сперва сетчатое оледенение, когда из подо льда торчат от дельные гор.вершмны. При дальшейшем похолодании сетчатки олед.превращ.в покровное.

В эпохи потепления – обратный процесс. Площадь покровного ледника сокращ., они теряют целостность. Превращ.сперва в сетчатое оледенение. Ост.только гор.ледн., кот.также могут растаять.

Ледниковые эпохи в нашей эре коррелируют с эпохами горообра­зования. Оледен.были во все геол.эпохи.

Послед.ледн. эпоха в России – Валдайская. По польско-герм.классиф.это оледен.висла, альпийск.-вюрм, амер.-висконсии.

Послед.ледн.эпоха в сев.полушарии закончилась ~10тыс.лет назад.

Голоцен – соврем.послеледн.эпоха. Климат чрез­выч.нестабильный. Здесь было неск.эпох похол.и потепл. 7,5-4 тыс.лет назад – потепление. Росли широколиствен.леса. С 13 по 20 вв.- малый ледн.период в Европе, площадь гор.ледн.значит.возросла.

В фазу наступления ледн.выполняет разрушит.раб., в фазу отступания – свежий рельеф.

13. Ледниковый рельеф (зоны преобладающей ледниковой денудации/аккумуляции, перигляциальная зона), основные отличия ледникового рельефообразования от флювиального. Периодичность ледникового рельефообразования в четвертичном периоде и отражение этой периодичности в наблюдаемом рельефе.

Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.

Там, где хионосфера пересекается с з.п., её нижняя граница образует снеговую линию.

Физ.смысл сн.линии: выше неё снег, кот.выпал на горизонтальную незатенённую каменистую площадку может сохраняться круглый год. Снег тает и выше снеговой линии, но не полностью, ниже сн.линии снег может сохраняться толко в виде снежников – перелитков, затенённых нишей пятилеток. Высотное положение сн.линии опред.климатои – Кол-вом солнечного тепла и осадков. В Ледн.эпохе высота сн.линии снижается, в Межледниковой –поднимается.

Ледники суши:

горные – занимают углубления в горах, выше сн.линии. Их площадь не очень большая, а мощность дес.-первые сотни м. Подчинены каменному рельефу и двигаются в соответствии с его уклоном.

покровные – самые мощные, обр-ся на материках и островах(крупных) в усл.низкого положения сн.линии. Сплошным щитом покрывают весь каменный рельеф, и движ.льда происходит независимо, со слабой связью от подстилающего каменного рельефа. Направленно от частей к переферии.

Горные и покровные ледники тестно связаны.

33. Ледниковое рельефообразование: динамика ледников, зоны ледникового рельефообразования (зоны преобладающей ледниковой денудации, аккумуляции, перигляциальная зона), основные отличия ледникового рельефообразования от флювиального. Периодичность ледникового рельефообразования в четвертичном периоде и отражение этой периодичности в наблюдаемом рельефе.

Ледник – естественное скопление льда на з.п., способное двигаться.

Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.

Глав.св-во льда – способность двигаться.

Джвижение льда осущ.:

1.под действием F тяж

2.ввиду инертности ледн.массы в рез-те перераспределения давления в теле ледника. Благодаря этому ледн.способны двигаться вверх по склону.

Экзарация – производимая ледником денудация – ледниковое выпахивание. Осущ.в фазу наступания ледника. Экзарац.снос зависит от типа движений:

1. медленное вязкое послойно-дифференцированное течение

2. блоково-надвиговый

3. пульсационный

Абляция – потеря массы ледника через таяние, испарение и откалывание льда. Аккумул.работа.

Обл.питания – наращивание массы ледника.Экзарац.работа.

С пов-ти лёд ведёт себя как хрупкое тело и интенсивно растрескивается, особенно в краевой части ледников. К низу трещины постепенно смыкаются. Начиная с глубины 15-30м лёд представляет собой породу, способную течь. Летом трещины на пов-ти ледн.расширяются и углубляются. Обр-ся каньоны глубиной до сотен м. Зимой каньоны замаскированы снегом.

Нунатак – отдельные скальные выступы, которые протыкают ледник в его краевой части.

Шельф.ледн.- переходная разновидность между ледн.суши и воды. Обр-ся за счёт сползания ледн.льда в море. Мощность сотни м. Убыль их происходит за счёт откалывания от них айсбергов.

2 крупных ледника в Антарктиде и Гренландии. Неск.менее крупные в островах Арктики и Антарктике (Земля Ф.-И).

Гор.и покров.ледн.тесно связаны. В эпохи похолодания сн.лин.опускается, гор.ледн.срастаются др.с др., образуя сперва сетчатое оледенение, когда из подо льда торчат от дельные гор.вершмны. При дальшейшем похолодании сетчатки олед.превращ.в покровное.

В эпохи потепления – обратный процесс. Площадь покровного ледника сокращ., они теряют целостность. Превращ.сперва в сетчатое оледенение. Ост.только гор.ледн., кот.также могут растаять.

Ледниковые эпохи в нашей эре коррелируют с эпохами горообразования. Оледен.были во все геол.эпохи.

Послед.ледн. эпоха в России – Валдайская. По польско-герм.классиф.это оледен.висла, альпийск.-вюрм, амер.-висконсии.

Послед.ледн.эпоха в сев.полушарии закончилась ~10тыс.лет назад.

Голоцен – соврем.послеледн.эпоха. Климат чрезвыч.нестабильный. Здесь было неск.эпох похол.и потепл. 7,5-4 тыс.лет назад – потепление. Росли широколиствен.леса. С 13 по 20 вв.- малый ледн.период в Европе, площадь гор.ледн.значит.возросла.

В фазу наступления ледн.выполняет разрушит.раб., в фазу отступания – свежий рельеф.

 

14. Экзарационный рельеф горных ледников: кары, троги, рельеф альпийского типа.

По положению в теле ледника

поверхностная – широко развита у гор.ледников. На пов-ти их залегает виде сплошного плаща, имеющего мощность до неск.м. Иногда растёт лес на такой морене. Нередко она обр-ет грядовые формы рельефа в виде боковых и срединных морен.У покровных её нет.

Б.м. – гряды, высотой до перв.дес.м, кот.имеют ледяное основание и двигаются вместе с ледником.

С.м. – чаще обр-ся в рез-те слияния б.м. сливающихся ледников др.сдр. Получаются гряды высотой до неск.дес.м.

внутренняя – рез-т попадания поверхностной морены в трещины. Может формироваться и из донной привосходящим движении льда.

донная – имеется и у горн.и у покров. (представ.глав.часть морены) ледников. Образуется как за счёт экзарации-выпахив.ледн.камен.ложа, так за счёт каменного материала, попадающего в трещины, кот.достигают ложе ледника., таких трещин немного.

Морены как ледн.отложения:

основная – отложенная на площади бывшего ледника.

конечная (краевая) – обр-ся у края ледника в фазы его наступания (в рез-те бульдозерного эффекта) или стационарного положения (в рез-те насыпного конвеерного эффекта). RVU нередко имеют высоту до неск.дес.м. В следствии асцеляции края лед.КМГ часто неск.параллельны др.другу. RVU играют роль плотин, за ними обр-ся озёра.

Долинный ледник – ледн., язык кот.спускается ниже сн.лин. и представляет собой зону абляции ледника, а карр распол.выше сн.лин.

Питание ледн. Значительно и рост кара не успевает за ростом ледника, лёд не умещается в каре и выливается в виде ледникового языка в долину. Длина л.я. от неск.км до неск.дес.км.

Сн.лин. проводится в кам.склонах. На пов-ти ледн.сн.лин.соотв. фирная линия, распол.ниже сн.лин. Выше сн.лин. – область питания лед, где пов-ть ледн.вогнутая. Ниже ф.л.-область абляции, пов-ть выпуклая. Л.яз.имеет выпуклый профиль, т.к.по краям лёд тает быстрее. Основ.ледооборот осущ.в срединной части(в обл.пти.быстрее отток, обл.абляции-приток). В обл.питания лёд с пов-ти перекрыт фирном и снегом, её часто назыв.фирновым бассейном, где происходит накопление фирна, кот. дальше превращ.в лёд. В обл.абляции лёд наход.прямо с пов-ти, если не перекрыт поверхн.мореной.

35. Экзарационный рельеф горных ледников: кары, троги, рельеф альпийского типа.

Гор.ледн.формир-czd горах выше снеговой линии, там, где выпадает достаточное кол-во осадков. Размеры и форма ледн. Разнообразны и зависят от окруж.камен.рельефа.

Кар – креслообразное углубление горн.склона, кот.является вместилищем для основной массы горн.ледн.и растёт параллельно с его ростом. Рост каров происх.одновременно вниз и вбок, однако расшир.карры быстрее, чем углубляются. Углубление происх.медленно и не достиг.сн.л. Рост кар происх.одноврем.за счёт морозного выветрив.(роль >) и экзарации. Мор.выв.активнее по краям, на дне ледн.оно слабое. Роль ледн.-в выносе вглубь продуктов мор.выветр. Кары – ярусный рельеф. Обр-ся при стабильном положении сн.лин., немного выше её.Карлинги – остроконечные пики.

Трог – ледн.долина-вместилище для гор.ледн., попер.профиль U-образный. На склонах трогов можно заметитьт борозду сглаживания. Ниже б.сг.каменные склоны несут следы ледн.обработки. Широко распростр. «бараньи лбы»-скальные лбы, сглаженные и отпалированные ледником. Вблизи б.сгл.часто можно увидеть плечи трога, кот.подобны террасам. Троги орличаются от реч.долин не только формой попер. Профиля, они более короткие и прямые. Если гор.ледн. впадают др.в др., то наблюд. Троговые ступени, т.е. днище трога притока находится значительно выше, чем днище глав.трога. С трог. Ступенями связ.многочисленные водопады. Фьорды – глубокие и глубоко вдающиеся в сушу заливы, кот.широко развиты в Норвнгии, на Кольском п-ве, Исландии.

Ледник альпийского типа - наиболее распространенный в современную эпоху тип крупных горно-долинных ледников, спускающихся за пределы горного цирка по одной долине. Альпийский ледник характеризуется резко выраженным морфологическим обособлением области питания (фирновое поле с вогнутой поверхностью, занимающее ледниковый цирк) и области стаивания - язык ледника, спускающийся по долине и имеющий выпуклый поперечный профиль. Первая часть ледника лежит выше, а вторая - ниже климатической снеговой границы.

15. Экзарационный рельеф покровных ледников: ледниково- денудационные равнины, сельги, "бараньи лбы", ложбины выпахивания. Гляциодислокации, отторженцы.

Экзарационный рельеф подвергался значительному изменению : положительные формы шлифовались, сглаживались, частично разрушались, отрицательные в фазу наступания ледника переуг­лублялись, в фазу отступания заполнялись мореной и воднолед­никовыми осадками. В Карелии и Финляндии сельги. Сельгами обычно наз скалистые гряды, сложенные кристаллическими породами. Имеют высоту в десятки метров, крутые склоны и сглаженные вершины ( на вершинах наблюдаются бараньи лбы сглаженные скальные выступы ) Разделяются ложбинами кото­рые как правило заняты системой небольших озер и соед их проток. Общ ориент задается тектонич разломами. Бараньи лбы не только эл-ты сельг, но и самост формы. Одиночн холмы или скопление холмов, кот сложены скальными породами, сильно сглаж и имеют ассим профиль, высота 5 -15 м. Крупнейшими формами явл ложбины ледникового вспахивания. Сформир ледником в рыхлых породах осадочного чехла, имеют корытообр поперечный профиль, крутые ( там где ложбины врезаны в склон возвышенности) или пологие ( там где они снивелир делнейшим осадконакопл) склонами. С ложбинами ледн вспахивания связаны гляциодислокации и отторженцы.Гл имеют вид холмов, сложен­ных мореной; напр Дудергофские высоты возле Красносельской ЛЛВ уу южн окраины С-Пб. Отторженцы унесены от ложбины на большое расст. На фоне окр пород выглядят экзотическими глыбаи; напр Криверский в районе оз Ильмень в Новг обл., расст 260 км от Ропшинской ложбины. Сост из кембр и ордов пород посреди поля девонских отложений.

16. Аккумулятивный рельеф четвертичных покровных ледников: конечно-моренные гряды, холмисто-западинный моренный рельеф, друмлины.

Рельеф слож мореной и образуется в рез-те таяния ледника, особо крупные формы – конечноморенные гряды, их высота десятки м, из-за осцеляции края бывают двойными и тройными, имеют надвиговую структуру, часто выступают в роли местн плотин и водоразделов ( Волга с Валд возвыш). Формир в рез-те неравно­мерного содерж морены в таящев льде. Холм-запад моренный релье.Хаотично холм рельеф, представл некрупн холмами непрв формы и разделяющих их бесточн западинами заболоч или заозерн; и холмы и днища сложены моренами. Их разновидность- друмлины. Имеют вид вытянутых по направлению движения ледника овальных холмов, длинна от сотен м до 2-3 км, ширина 150-400м, h 5-45 м. Встречаются большими группами, формирую друмл поля. Их образование связано с накоплением морены в трещинах покровного ледника, тк после отлож морены происх течение льда форма сглаж.Ледоразд возв. Формир в заливах края ледника, куда происх снос морены; приуроч к выступам корен­ного рельефа, кот благодаря деятельности ледника оказались перекрыты мощн чехлом морен. Имею округл в плане форму, сглаж вершины и высоту до сотни м.

17. Водно-ледниковые формы рельефа: озы, камы, зандры, озерно-ледниковые равнины.

В зоне ледниковой аккумуляции наряду с ледниковыми холмами и грядами широко представлены и водно-ледниковые формы рельефа: камы, озы, ложбины стока талых ледниковых вод, зандровые и озерно-ледниковые равнины.

Камы – округлые или овальные холмы в виде усеченного конуса с пологовыпуклой вершиной и прямыми склонами крутизной 20–25°, высотой от 3 – 5 до 30 – 50 м, диаметром десятки метров. Они сложены обычно слоистыми песками с линзами и прослоями гравия, гальки и алевритов. Встречаются группами, характерны для бортов палеодолин. Камы образовались из надледниковых и внутриледниковых озер при проектировании их отложений на подстилающие породы. Чередование отложений, разных по гранулометрическому составу, свидетельствует о сезонности и разной интенсивности таяния ледника. Камы легко опознаются на местности по внешнему облику и произрастающим на них сосновым лесам. Многие из них превращены в песчано-гравийные карьеры.

Озы – гряды, напоминающие по форме железнодорожные насыпи, сложенные косо-слоистыми водно-ледниковыми песками с прослоями гальки и гравия. Длина их – десятки километров при ширине в десятки метров, высота обычно не более 40–50 м, склоны, как правило, симметричные, крутизной до 30–40°. Гряды могут быть в плане относительно прямолинейными, извилистыми, иногда разветвляющимися. Озы образовались при проектировании на подледниковую поверхность русел надледниковых, внутриледниковых и подледниковых потоков, протекающих в ледниковых трещинах-тоннелях. Озы служат естественными насыпями для прокладки дорог. Песчано-гравийный материал озов используется для строительства.

В моренных ландшафтах многочисленны ложбины стока талых ледниковых вод – причудливо извивающиеся корытообразные понижения с плоскими днищами и невысокими (до 3–5 м) бортами. Днища их сложены водно-ледниковыми разнозернистыми песками, гравием и галькой. Крупные ложбины стока часто приурочены к погребенной доледниковой эрозионной сети. Днища их обычно заболочены, кое-где сохранились озера. В приречных частях в ложбинах стока заложились балки, которые их дренируют (например, вдоль рек Клязьмы, Истры и др.).

Есть в моренных аккумулятивных ландшафтах и водно-ледниковые равнины – озерно-ледниковые и зандровые, но они не играют здесь большой роли.

Озерно-ледниковые равнины, сложенные суглинками и алевритами, занимают различное гипсометрическое положение: они либо расположены на плоских центральных междуречьях с характерным центробежным рисунком современной эрозионной сети в виде логов, либо лежат на низком уровне вокруг современных остаточных (сохранившихся после стаивания ледника) озер. Для последних характерен центростремительный рисунок эрозионной сети, поскольку их поверхность понижается от периферии к центру.

Зандровые равнины, сложенные песками, с прослоями гравия и алевритов, всегда занимают гипсометрически низкое положение. Они обычно плоские, местами бугристые за счет последующего перевеивания песков, часто переувлажнены.

Речные долины в области аккумуляции валдайского оледенения разработаны лучше, чем в области экзарации. Они тяготеют к крупным ложбинам стока талых ледниковых вод или межхолмовым понижениям. В последнем случае они имеют четковидный облик в плане: расширения чередуются с узкими участками.

В области предпоследнего московского оледенения преобладают «вторичные моренные равнины» (по А.А. Борзову). На них лежит печать последующих эрозионно-денудационных процессов. Речные долины здесь более зрелые, имеют по две древнеаллювиальные надпойменные террасы и неширокие поймы, склоны долин расчленены балками.

С внешней стороны к границам ледниковых покровов примыкала перигляциальная зона (греч. peri – около и лат. glades – лед). Формирование ее рельефа происходило под непосредственным влиянием талых ледниковых вод. С ними связано образование зандровых равнин, которые непрерывными полосами разной ширины протягиваются вдоль границы валдайского и особенно московского оледенения (через Германию, Польшу, Полесье, Мещеру и низменное Заволжье). Зандровые равнины созданы многочисленными блуждающими потоками талых ледниковых вод, которые были перегружены песчано-гравийно-галечным материалом, выпадавшим в осадок. При свободном оттоке к югу (в Северной Америке, в Восточной Европе) они концентрировались в разобщенные радиальные потоки субмеридионального простирания в доледниковых долинах. С ними связано образование долинных зандров, которые в современных речных долинах рек Днепра, Оки, Москвы и др. представлены высокими флювиогляциальными террасами. При затрудненном оттоке к югу вдоль края ледника образовывались широкие ложбины стока, имеющие субширотное простирание. Они весьма характерны для Польши и Германии из-за встречного уклона поверхности от предгорий к северу (например, субширотные отрезки рек Вислы, Одры, Эльбы и др.). На зандровых равнинах впоследствии возникли эоловые формы рельефа в виде дюн, гряд, бугров, которые сейчас закреплены сосновыми лесами.

Озерно-ледниковые равнины возникли на месте бывших застойных приледниковых подпрудных озер, поэтому они сложены тяжелыми суглинками и ленточными глинами. Следы этих озер запечатлены в виде озерно-ледниковых террас, образовавшихся на месте их днищ, например вокруг озер Неро и Плещеево в Ярославской области (рис. 28). Эти равнины в настоящее время нередко заболочены, но при осушении становятся хорошими пахотными угодьями.

Во время валдайского оледенения в условиях сурового сухого климата в перигляциальной зоне протекали процессы, свойственные областям вечной мерзлоты. Поэтому в поверхностных суглинистых грунтах запечатлены морозобойные трещины, криотурбации (изгибы слоев) вследствие процессов промерзания и оттаивания, а местами сохранился и реликтовый полигональный рельеф. Среди озерных котловин нередки термокарстовые, большинство прежних озер превратилось в низинные болота.

С деятельностью ветров в пригляциальных зонах многие ученые связывают образование лёссов и лёссовидных суглинков на междуречьях и ныне заросших дюн на речных террасах.

18. Закономерности развития и основные рельефообразующие процессы в ее пределах береговой зоны. Абразионные формы рельефа.

В едином абразионно-аккумулятивном процессе развития берегов выделяют продольную и поперечную направленность. продоль­ная представлена в основном береговой абразией, вдольберего­вым перемещением наносов и их аккумуляцией, поперечная-донной абразией, поперечным перемещением материала и аккумуляцией его в виде разных аккумулятивных форм(баров,береговых валов и тд)

Выравнивание рельефа осуществляется в основном в начальный период развития береговой зоны при подъеме и только что установившемся после него положения уровня моря в результате береговой абразии.

Рельефообразующий эффект преобладающих вдольбереговых абразионно-аккумулятивных процессов максимально проявляется в уничтожении поперечно направленных по отношению к берего­вой зоне форм субаэрального происхождения, главным образом речных долин и их водоразделов.

Вслед за ингрессией-неглубоким проникновением морских вод в приустьевые участки речных долин в ходе собственно трансгрес­сии береговая зона выравнивается за счет срезания мысов, расположенных на стыке водоразделов с берегом, а также заполнения бухт.

Чем глубже долины, тем интенсивнее их низовья заполняются морскими и аллювиальными отложениями. Чем выше водораз­делы, тем больший объем пород срезается с ним береговой абразией.

С прекращением береговой абразии в абразионно-аккумулятив­ном процессе наступает стадия выполаживания, те начинает преобладать его поперечная направленность. Донная абразия, поперечное перемещение и аккумуляция ее продуктов преобра­зуют профиль продольного склона.

Поперечно направленные процессы обуславливают трансформа­цию поперечного профиля

В полном цикле абразионно-аккумулятивного волнового вырав­нивания береговой зоны выделяют 2 последовательные стадии: выравнивание и выполаживание

19. Формы рельефа береговой зоны, связанные с волноприбойной деятельностью и вдольбереговыми течениями: пляжи, подводные валы, бары, косы, пересыпи.

К элементарным формам, образ действием прибойного потока, относятся пляжи, слож наносами разного гранулометрич состава. По своей морфологии пляжи полного и неполного профиля. Полн пр – положительная, отдельная от надводной части береговой зоны форма с крутым береговым и пологим морскими склонами. Неполн пр – площадка, прислоненная к подножиюклифа или прибрежно-морского техногенного сооружения. К переодич формам относятся береговые и подводные валы. Напр вла сответствует направлению береговой линии во время его образо­вания; та что ближе к морю более молодая; несовпадение по простиранию свидетельствует о перерыве в формир аакум формы и ее частичном размыве; отгибание конечностей вала происходят в направлении роста аккум формы. От надводых отлич меньшими размерами. Наиб распр береговые бары. Возникают при преобла­дании поперечного перемещ наносов в сторону уреза воды и ориентированы паралелльно береговой зоне. Коса, низкая и узкая намывная полоса суши в береговой зоне моря или озера, причле­нённая одним концом к берегу, сложенная песком, галькой, гравием, ракушей. Образуется при вдольбереговом перемещении наносов, в результате огибания потоком наносов выступа берега. Иногда К. образуется при поступлении наносов вдоль берега с двух противоположных сторон, такая К. резко выдаётся в откры­тое море и называется стрелкой (например, коса Долгая на Азовском море). Стрелка, 1) узкая намывная полоса, длинная коса из песка, ракушечника, гравия, выступающая в сторону моря (например, коса Арабатская стрелка в Крыму). 2) Полоса нанос­ной суши, нередко возникающая при впадении притока в главную реку (например, Стрелка в Ленинграде на Елагином острове при слиянии Большой и Малой Невок). Пересыпь, полоса наносной суши, отделяющая от моря лагуну или лиман. Образуется под действием прибойного потока и волновых течений из песчаного, гравийно-галечного или ракушечного материала в результате продольного (вдоль берега) или поперечного перемещений наносов.

20. Карст как рельефообразующий процесс, его основные закономерности и зонально-климатические типы.

Карст – совокупность специфических форм рельефа и особенностей гидрографии в областях, сложенных растворёнными г.п.

Условия:

1. наличае растворённых пород.

2. присутствие жидкой воды

Карстовый процесс – это растворение водой г.п. и вынос р-ра. Этот процесс почти исключительно денудационный.

Карст.аккумуляция встречается редко и проявляется в образовании натёчных форм. Растворяющая способность воды увеличивается при её подкислении. Оно происходит за счёт углекислоты.

Большое значение для картс.процессов имеют хар-ки карстующ.породы: трещеноватость, чистота известников от примесей, мощность. Карстовый процесс протекает одновременно на пов-ти и под землёй.

3 гидрологические зоны внутри карст.массива:

1. зона аэрации

2. зона периодически полного насыщения

3. горизонт циркуляции

С каждой из этих зон могут быть связаны карстовые источники. Чаще всего карстовые источники наблюдаются на склонах. Источники верхних двух зон временные. Карстовые источники 3-ей зоны мощные и постоянные, называются воклюзами. Вокруг них нередко образуются отложения известкового туфа.

---

Дата добавления: 2022-11-11; просмотров: 58; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

---

---

Мы поможем в написании ваших работ!