Text
                    
http://www.twirpx.com/user/4801363/

О.Ф. Лкушко, Ю Н. Емельянов, Д.Л. ИЬанок

О. ф. Якушко, Ю. Н. Емельянов, Д. Л. Иванов ГЕОМОРФОЛОГИЯ Утверждено Министерством образования Республики Беларусь в качестве учебника для студентов высших учебных заведений по специальностям «География», «Геоэкология» библиотека! http://www.twirpx.com/us ег/4801363/ Фу и да м ен тал ь н ая б и б. i и отек а Минск ИВЦ Минфина 2011
УДК 551.4(075.8) ББК 26.823я73 Я49 CM. T Рецензенты: кафедра физической географии УО «Ь, - т ► ин университет имени Л. С. Пушкина, (доцент. к.МЛ ких наук Л. В. Грибко), кандидат г«чн ркфичг< i их наук, д-щеит кафедры графин УО .Гм'лорусс» ии пи удщктагнный оеддгиг ситет» О. /О Ианасюк Як\п1ко, О. Ф. Я49 1 еоморфо логин: ученик для ст*, линтов вывших утешем HHii поСП<’ИИЛТЬН(М'ТЯМ •Географии*. «Гео.» , ия* О ф К). Н. Емельянов. Л- 71. Иванов Минск И г.Ц Мимфипш, 320 с.: ил. нс К н ISBN '*78 985 699.3 J 7 8. Рассмотри в лютея чм»* и ц-- ы rv м 7.»..ч эгнж. дата Ос ниц л и мщшгы .« т ;ни развития ралъафф ВМф|Я сификлцми и iv iM< т i« « > п> ; ut нн;оияавв.Овд^^И Г I Уч* бин К ирг I 1 * it.) ti tt для ( ту WNTMk обпасцпч^Ж н : tM«I t < 1 ; it < > и «Г«ч> >к М1гмя» !>< vrrptcMI^^^H •’ Ин1, • пикам. НАГЙСТрШтМввЩ|^^^И > 1К 551 Ы07М) Ы>К МЛШ71
Предисловие Kiaci'M’K ким» учебными пособиями для обучения геоморфоло- гии в вузах яв 1яюгся учебники И. С. Щукина, О. К. Леонтьева и Г. И. Рычагова, Н. В. Вашениной, А. Ф. Якушевой. В Беларуси с 1986 г. \ спешно используется учебник О. Ф. Якушко «Основы геоморфологии». Однако изданные учебники не вполне соответ- ствуют новой типовой программе по геоморфологии, утвержден- ной Министерством образования Республики Беларусь в 2009 г. Кроме того, их количество в вузовских библиотеках весьма огра- ниченно, что затрудняет процесс обучения студентов. Основой написания учебника «Геоморфология» послужил учеб- ник «Основы геоморфологии», изданный О. Ф. Якушко в 1997 г. и рекомендованный Министерством образования Беларуси для сту- дентов географических и геологических специальностей. При напи- сании настоящего учебника был использован многолетний опыт чтения авторами лекций для студентов географического факуль- тета Белорусского государственного университета. Объем материа- ла, порядок и характер его изложения определен типовой про- граммой. Основное внимание в учебнике уделяется мега- и макроформам рельефа, созданным взаимодействием эндогенных и экзогенных процессов. При этом учитывается, что студенты уже усвоили неко- торые закономерности развития Земли в целом и структуры повер- хности материков и ложа океана из курсов «Общее землеведение», ♦Общая геология» и др. В процессе изложения материала дается системное представле- ние по всем разделам типовой учебной программы. В данном изда- нии учебника существенной доработке подверглись многие главы. Исходя из новейших достижений в сфере наук о Земле, в том числе концепции тектоники литосферных плит, доцентом Д. Л. Ивано- вым значительно переработан и дополнен раздел «Эндогенный морфогенез». Геодинамическая основа данной теории позволяет глубже понять взаимосвязь геологических и географических про- цессов эволюции рельефа Земли. Раздел - Экзогенный морфогенез» дополнен новыми представле- ниями о деятельности ледниковых и водно-ледниковых геоморфо-
4 5аиг._ Ото- логических процессор СВИЛ. ИНЫХ С ПОкр»чпп4Ми и ками. Включены новые главы о ре П4*<|нм)ора.|у|<>11 и™РНЫг«и живых организмов и техногенно ан rpniioreuaoM ” ^ЯТельНос^ рельефа. Уделено внимание каргографированиюpe^*308^ геоморфологических карт, а так не принципам гром/1 кого районировании. ..........'’"Р’Юлог^ В заключительном разделе зннчите наше внимание бенностям развития рельефа на герри горни Беларуси^7° стремились проследи гь ее геоморфо ни ивеское развитие АйТоры ческом аспекте, отразить современные и хренине процес ВИстори генеза, рассмотреть геоморфологическое раиониров.ши ^Ра- финацию рельефа Беларуси. 1 еоморфо югическо^ разниоб^^ территории, несмотря на внешнюю однородность п .в.- описывалось по следующей схеме: местоположение — стр.к’- ная организация — происхождение и возраст характе] - типов и форм рельефа. Также характерна^ ются (гно- ны. *кол , ' ческие проблемы в связи с интенсивной tcxhoi енно-ан троп >т> нны; нагрузкой. Для наглядности излагаемого м«чтериала авторы тыннли учебник приложением, в котором помещены фотографии наиб распространенных типов ре и,ефа земной поверхности. Инф >риа- тивность иллюстративного материала позволяет студентам 'Ю". • чить наглядное комплексное представление о морфологичеггл м строении, генезисе рельефа и рельсфообразующих проце у Авторы признательны рецензентам учебник . дищ иТ. мО. Ю. Па насюкиА. В. Грибко, ценные замечания и пре \ южч'МИЯ. торих способствовали улучшению содержания учебники. Искреннюю признательность и 6 1агодари<х г- аг- горы нь , .‘з - М-Ковалевской за помощь в подготовке руписю i ;аню
Раздел 1 ОБЩАЯ ГЕОМОРФОЛОГИЯ http://www.twirpx.com/user/4801363/
Введение в геоморф С. ГИЯ ет кг и ка выв, при нау меи Г нос ста ни но< эн, , че пр ся нс 41 СП Д1 м 1.1. Предмет геоморфологии Термин геоморфология в буквальном переводе с грече I включает три понятия: гео — земля, морфо — форма, логос — И°Г° ка, т. е. наука о формах земной поверхности. Разностороннее сече тание неровностей земной поверхности, именуемое рельефом, от- носится к числу сложнейших показателей нашей планеты. Рельеф I формируется на границе основных сфер Земли (литосферы, атмос- феры, гидросферы, биосферы) и отражает в своем внешнем обл ке многочисленные аспекты их взаимодействия. Геоморфология как наука оформилась в конце XIX — начале XX в. как одна из естественноисторических наук о Земле, тесно связанная со всей системой географических наук (климатологией, картографией, ландшафтоведением, палеогеографией, гидрологи- ей), с науками геологического цикла (тектоникой, геофизикой, геохимией, стратиграфией, минералогией), а также с математи- кой, химией, физикой. Изучение рельефа невозможно как без четкого представления о составе и свойствах слагающих горных пород, так и без знания процессов, его формирующих. Данные органические связи характеризуют геоморфологию как комплекс- ную науку, изучающую результаты деятельности эндогенных и эк- зогенных процессов. «Пограничное» положение геоморфологии отражено в определении ее разными авторами. И. С. Щукин пи- шет: «Геоморфология является отраслью физической географии, изучающей рельеф земной поверхности в процессе его развития и притом как один из компонентов географической среды, т. е. во взаимосвязи и взаимообусловленности со всеми прочими компо нентами этой среды — геологическим строением, климатом, по верхностными и подземными водами, почвенным и растительным покровом, животным миром — ис географической средой в целом_ <...> Наука, занимающаяся изучением рельефа земной поверхнос ти, его элементарных форм и законов их развития, называется. морфологией». р я
Глава 1. Введение в геоморфологию у С. В. Лютцау дает следующее определение: «Геоморфоло- гия — наука о рельефе земной поверхности, который она изуча- ет как результат взаимодействия эндогенных и экзогенных сил и как составную часть ландшафтов земной поверхности». Осно- вываясь на работах О. К. Леонтьева и Г. И. Рычагова, авторы придерживаются следующего определения: «Геоморфология — наука о строении, происхождении, истории развития и совре- менной динамике рельефа земной поверхности». В сравнении с такими элементами ландшафта, как раститель- ность, гидросеть, почвенный покров, рельеф отличается большей стабильностью. Вместе с тем ему присуща динамичность во време- ни и пространстве. В результате в каждый данный момент поверх- ность любого участка Земли — это выражение взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов, проявляющихся в диалекти- ческом единстве и противоречии. Источниками энергии для их протекания (а следовательно, для формирования рельефа) являют- ся внутреннее тепло Земли, энергия Солнца, а также сила всемир- ного тяготения (т. е. гравитационная энергия). Особенности пере- численных процессов определяются строением геологических структур, направлением древних и современных тектонических движений, вещественным составом слагающих горных пород, кли- матом (в широком понятии), гидрографической сетью, деятельнос- тью современных и древних ледников, особенностями почвенно- растительного покрова и, безусловно, хозяйственной деятельностью человека. 1.2. Рельеф как компонент географического ландшафта Рельеф — фундамент природных территориальных комплексов. Равнина или горы, озерная котловина или группа холмов, глубо- кое ущелье или высокий обрывистый морской берег создают спе- цифику каждого ландшафта, на которую «нанизываются» другие его компоненты: климат (микроклимат), почвы и растительность, поверхностные и грунтовые воды. На равнинных территориях даже очень небольшие неровности рельефа обусловливают разли- чия в глубине залегания грунтовых вод, размещении почвенных разностей, составе лесных и травянистых группировок, а иног- да — ив микроклимате. В сухом (аридном) климате, например, понижения в 20-30 см служат местами засоления верхнего слоя
Раздел 1. Общая Глава 1. 8 / а счет подъема соленых капиллярных вод), ГДе ПОЧяВняются ассоциации галофитов. Рядом на полоЖИТедь 2нтах поверхности создаются условия для образования „ых почв (каштановых, сероземов) с типичной для них Зда^ растительностью. В условиях влажного (гумидного) кЛИмата °*S попонижения заняты торфяно-болотными или переувлажнен,,. *?' глеевыми почвами с соответствующим набором Растительных Г социаций. Почвы повышенных участков представлены зональнь.' ми дерново-подзолистыми и подзолистыми, покрытыми лесом. В районах с холмистым или низкогорным рельефом возникает вертикальная дифференциация ландшафтов. Она проявляется за- метной сменой природных условий под влиянием изменения отно- сительных высот. В аридных зонах вертикальная дифференциа- ция сказывается в появлении на возвышенностях признаков более влажного климата, лесных растительных ассоциаций. В условиях таежной зоны вертикальная дифференциация выражается в рас- пространении на возвышенностях хорошо дренированных почв, покрытых богатой растительностью смешанных лесов. Пониже- ния в этой зоне заняты типичными таежными лесами, нередко за- болоченными. В любой ландшафтной зоне рельеф способствует проявлению за- кона азональности. Однако горы и геологические структуры, явля- ясь азональным элементом ландшафта, вместе с тем обусловливают комплекс вертикальной поясности, которая возникает в результате изменения температуры воздуха с поднятием вверх или особеннос- тей литологии пород. Крупные поднятия земной поверхности (горы) образуются эн- догенными процессами и поэтому не могут быть приурочены к определенной природной зоне. Вместе с тем многие компонен- ты горного рельефа в разных зонах приобретают черты, обуслов- ленные экзогенными факторами. Например, Полярный Урал при небольших (около 500 м) абсолютных высотах имеет формы горных ледников кары, троги, висячие ледники, отсутствую' ( Щие на Северном Урале (высота более 1000 м), расположенном в лесной зоне. в (Нп КИМ °бразом’ проявление эндогенных факторов выражается экзогенИР°ВаНИИ азональных черт, а направленная деятельность гическиНЬ1Х пР°Цессов создает специфические черты геоморФоЛ° в назвали Комплексов в разных природных зонах. Это отражаете.- лярной и ZK°TOPbIX И3 Них: ге°морфология пустынь, рельеф по и тундровой зон и т. д. Каж. законо деленн И. С. Г го клр (леднг горны Гео кое п] носов ИЗуЧс копас при f Поис плат] дов; ] с луж вых нефт чехл стру носн Пол( Ге ках{ МИ, I КОТЛ Зе ном рект вода нимг рель и т.; родо ленн ных
Глава 1 Введение в геоморфологию 9 Каждому экзогенному или эндогенному процессу свойственно закономерное сочетание форм рельефа, которые образуют опре деленные геоморфологические комплексы. На этом основании И. С. Щукин выделяет несколько комплексов: комплекс гумидно- го климата (долинный рельеф), комплекс нивального климата (ледниковый рельеф), комплекс аридного климата, карстовый, горный, вулканический прибрежный и др. 1.3. Прикладное значение геоморфологии Геоморфология относится к наукам, которые находят широ- кое применение в практической деятельности. Еще М.В. Ломо- носов в книге «О слоях земных» (1763) отмечал необходимость изучать строение поверхности Земли для поисков полезных ис- копаемых. Геоморфологические методы являются ведущими при разведке строительных материалов (песка, гравия, глины). Поиски россыпных месторождений многих металлов (золота, платины, олова) ведутся с помощью геоморфологических мето- дов; изучение строения и происхождения погребенного рельефа служит ключом при поисках алмазов, нефти, железомарганце- вых и бокситных руд и др. Например, многие месторождения нефти и газа приурочены к мощным осадкам платформенного чехла, в котором образуются куполовидные и брахиформные структуры. Знание их расположения помогло открыть нефте- носные структуры в Предуралье, Западной Сибири, Белорусском Полесье. Геоморфологические методы с успехом применяются при поис- ках рудных месторождений, связанных с разрывными дислокация- ми, которые нередко выражены в рисунке речных долин и озерных котловин, выходах на поверхность кварцевых жил и т. д. Знание рельефа и слагающих его пород необходимо в строитель- ном деле. Даже древний человек размещал свои жилища вблизи рек на нижних надпойменных террасах, не заливаемых весенними водами. Современные инженерные геоморфология и геология за- нимаются проблемами строительства в условиях сложного горного рельефа, в районах многолетней мерзлоты, карстующихся пород и т. д. Изучение рельефа обязательно при постройке не только го- родов и сельских населенных пунктов, но и отдельных примыш- ленных предприятий, больниц, санаториев, детских» р »ВИТ1 ных учреждений.
10________ „кладке дорог в первую очередь учитывается эКоао Припроклад ы с точки зрения геолого-геоморф Кая выгодно /„„утизна склонов, необходимость сооружу КЙХ услови ' реки и болота „ т. ). “епХ мелиоративное строительство (оросительные каналЬ1> яохпанилища, переброс вод между бассейнами рек) требует знаИйр I Т еФа и состава горных пород. Недостаточный учет строеНИя !тв направления и интенсивности береговых процессов при Со_ оружении портов нередко приводит к разрушению пляжей, разви- тию абразионных процессов и пр. Геоморфологические исследования и картографирование обыч- но предшествуют почвенному и геоботаническому картированию, составлению различных специальных карт с изображением мелио- ративной сети, участков дорог, опасных с точки зрения селевых потоков, оползней, оплывин, камнепадов, лавин, а также изобилую- щих карстовыми воронками, провалами и т. д. 1.4. История развития геоморфологии В системе естественных наук геоморфология относится к числу сравнительно молодых. В значительной степени ее возникновение (конец XIX — начало XX вв.) было связано с потребностями разви- вающегося хозяйства. Знание геоморфологических особенностей территории обусловлено строительством дорог, сооружением пло- тин и каналов, разведкой и добычей полезных ископаемых, освое- нием новых территорий. Первые теоретические закономерности и практическую направ- ленность геоморфологии еще в XVIII в. изложил М. В. Ломоносов (1711-1765) в книге «О слоях земных». Диалектический подход к сущности развития рельефа он 'выразил в следующих закономер- ностях: формы земной поверхности создаются в результате борьбы и столкновения сил внутренних и внешних; заимодействие таких сил объясняет развитие не только ма- » ф0° И больших Форм Земли; витии* Р 1 3еМНОЙ повеРхности надлежит познавать в их раз- ♦ гК заключени^ЗНа1ОТСЯ В связи с изучением полезных ископаемых- Научные „ ! ’“"“‘х Недрах’ J ^Держатся в пяйСТаВЛеНИЯ’ положившие начало геоморфологии. °тах многих ученых. В 1763 г. была написана р бота М.Е Д. Геттер нятие о г Ч. Лайе/ выдвину ПОД ВЛИ5 также bi шних св нятие « XIX в. I ной и ст i ческой ( В раз общест! । относит ший мн ЛОДОМ Е зал, чтс ! Нарын интенс ныхвы кам др Уче1 работа тории вания. своим вание хожде ведеш черно: сии» Б на по* работ( кучае но обу ников а для < Осо
Рава 1 Введение в геоморфологию ' >МИЧ(»С югичес- ия ТОц- 1ЛЫ, но- знания ния бе- при со- разви- J обни- щанию, иел ио- левых >илую- числу 'вение )азви- остей л пло- >свое- нрав- носов >дход омер- рьоы о ма p.t з мых. ВГИН. IB Р® бота М. В. Ломоносова «О слоях земных», а в 1788 г. шотландец Д. Геттен опубликовал книгу «Теория Земли», в которой ввел по- нятие о геологическом цикле. Основоположник научной г< > л or и и Ч. Лайель в своей книге «Основы геологии», изданной в 1830 г , выдвинул теорию непрерывного изменения земной поверхности под влиянием современных процессов — теория актуализма. Он также ввел термин «денудация» — разрушение под действием вне шних сил. В 1852 г. К. Науманн вводит в научную литературу по- нятие «морфология земной поверхности . Во второй половине XIX в. многие крупные геологи разрабатывают о< новы планетар ной и структурной геологии, послужившие впоследствии теорети- ческой базой развития геоморфологии. В развитии науки XIX в. большую рольсыгр »то Р гр фич» < кое общество России. К числу первых крупных русских г* л >в относится П. II. Семенов-Тян-ШанскиЙ (1827-191 1), опровергнув- ший мнение Л. Гумбольдта о вулканическом происхождении и мо- лодом возрасте Тянь-Шаня. В своем труде «Путеш» вие» гл зал, что многие глубокие долины рек Тянь-Шаня (Сар *.- ,Чи тик, Нарын) не только связаны с тектоническими линиями, но отражают интенсивность эрозионной деятельности. Что касается вы • >к<«тор- ных выровненных поверхностей «сыртов», то он отнес их к остат- кам древнего пенеп 1ен . Ученый и революционер П. \. Кропоткин(18 12-195 1)мн го л СТ работал в Восточной Сибири. Он ввел хар шторный для пой терри- тории термин «плос ж pi я чирнь.» п«>ч» р\ч - тм выравни вания. II. А. Кропоткин по чи i широкую и 1ве«тность б ыгодвря своим трудам по материковом «лг «-нению Fro ра- гт «И вание ледникового периода» п толила решить проб темы проис- хождения морен и ле тиковых валунов. В. В. Докучаев (1816 1903). создавший мировую и ко г, почво- ведения, бы л выдан щим< Я IV' морфо ЮГоМ. Ве!Ч»| 3 I» «Русский чернозем», «Способы образования речных г шн 1 и Рос- сии» наряду с другими рассматриваются 1 опросы влияния релыфв на почвообразовательные пр«Ц< ы. Еи'.с в своей первой t • чной работе о геоморфолог ни р. Клчны в С молеж к >й об i н тн В . В До- кучаев развивает ид юотом.чт । речные иныс<»здаются взаим- но обуслов.лен ной е «те ънси гью щ «зи»‘ и м я щи дяя ’ел НИКОВЫХ районов — в pt г. л. таге п pet рал* «вания плгрных СН( ТОМ а для степи ых оврагов и балок. Особое место в геоморфологии занимает уроженец Бемрув1 И Д. Черс <ий(1815 1892). который мн< о лет работал ВМаЛЯвЧГ
книга по efmjfgjM ^олгмскую карту »«ИЖЬ. ш ", ,,.,п-, « нию /ХКАЛСМИИ наук и I еюгр*ф*^кого <4 „„ГЛаВЛЯЛ Я • «- «ПЛ "° "’У”™’™’ •** Иидипчжам «М0Я перяук' схему эвплюшш реям*. М тпстоявюм» четкую р< кт<с’трукциюви>’гр н>(»!.х р< Своими иселедонаниями и т< -;»• И. В. Муни:» ’»»!’(1 1902). В1К» • фо.ни ии Турке* тлил. Л не* • "1» ! «ФИ.1ИЧ< « ’ .in геология». В В Ms нит: австрийский гео ют За тег. при нгаалл ЛОМШИ|М верти к. । 11.ны * движений jryiinfi коры лсраамптеД дамп тектонических ко ?»*6лини. А II. Кдрпин' кии (1 •- И» 1936) пкднгАшяА ррЙМ iiBI-'P рядл Течр»ТИ’1‘,‘СИХ рл |р«боТ»ЭК В г «^МОрфоЛОПШ XIX к в работе <0 прлнмльно* ти п • чсртажадж, ресцра| и строении к< iHTwiirBTui» г| торами планетарии»..... материков. А II Карни»- . движениях .юмной н-»ри формы. Он Придавал U. экзогенных ф.»Klop.и I . н Прикладную 11 »м рождений Пол»’ HilJX г - Осч/шя роль Н p-i III и 'III* ЛОН)(1МЛ1 1929). ней шик ||*»рм Лм Хождения междч г СОКрйПн нием р,| охлаждении А 11 Па bi yjMJBHrH земной |Ь.ч. рхн я кин» дна. Нодыи.и- вним.* чцу^ емки И (I ми МНОГО тчмо-ка < n • I »* tioarpxHurni ' оринддлвж ил провгжсиа зи), аисс (хх лшл клею о а.
I □и •фи “Тоц Юр РУД 1ВИ 0.11. ни or. ПИ- ИИ 111 ИЯ ых ВТ- If X 1НД ги jh< рубеж»' XIX-XX ив. большую изв~-гн«ть полумиле исел«- довалил таких ученых, как Д II Анучин и В. А. Обручев. Д. I I. Ан учи н (1843 -1923) был разносторонним географом, ШМЩ изоснователей русской этнографии и лимнологии. Ов вткэглвавиовр» вук) кифедругеогрефии в Московском универе -итете, в 1891-1896ГЛ руководил крупной [ТЮМОрфл ЛОГИЧССКОЙ И I И V о. Р И И И ГК«»Й ЭКСОО* линией по изучению истоков Западной /(мины и Днепра. В журнала .3» млеведгние», основанном Д. Н Анучиным, ну» ли1«>вллисьотчв* ты по тооморфологии Русски равнины, » л j юен ию •** речных ЛОЛИН и многочиг ленных <мср. i:rri dpi.'*- и <»‘й в»г ш* потеря ли своей вигу* алвнести. Изучение |н*'ti*i-<|>a В<н Т1|«ц|1) 1ън|м1пеЙг|.ой рдпНКМЫ нрмДОЯЖМ один из виднейших советских геомо|*фатол)в ученик Д.Н. Ану- чина г\.А. Ворзов(1874 1930), который >ни'.«л основные ЧНРПД геоморфологии .пой территории цп освоит ее пронсхождмНММ^м тории р.ЫВИТИН. . • НН« I’ < ИЧГЧ-КИХ структур. Исследования В. А. Обручева (1863 -1906) позволит получм!* обширные сведения о П‘ОМО|и1юлоГИИ Л лсатскнх пустынь ЯГОр0|В| Hoi» Сибири. Г со м.>рг|>п тоги чес к не проблемы, евнамквыв С ЯИЦЦИ иым оледенением, особен и<хтямм чтгртмчных омояянММ|^^И рельефа. П)«оц«‘« сами и црмлмых эонах. 1х>рмых », — МЩИМ другое отряжено в тн> 4" н.п *«ч1таЛ1»нмх работах. как «ПМКЦЯМ Сибири», «И ibjoi о • т, . 1 . i •«-r.ui pHи Алии» м др. (к'МОВОПоложник лмернкян > • •и '• М Дейвис (1850-1.994) в своем обобщающем t«-»4«»*tk i»< » >м труде • Г'^*пмфичесхай ЦЯМФ и выдвинул принцип эвил ПОЛОЖИЛ Пр-Д ТиIt 1< НИ< НИИ. В основу метямьа ОМ ди КОСО ЦИКЛЯ • входит Нlad МИ ДНЛ Л i-KHMMlI \ НЫе • лядин м>» юрмти. .Яя*Ло»'ТИ. СЛА|*ХТ11. Гели • верную< реЛЬгч|| пргт**рн« мает ипо о- И1»иог(»сч н-и«»мис. т< • к т«дмм СТ под илнянмем денудации поверхность превращаетсяММВНЩ
Глава 1 ничивает что горы этому не К чис предстаь щены щ ших пре Болы изведеяие - .Морфологический анализ» демии i ЛОЖНИ1 (1885- клима'] график сифик: и «Обт гихпо 14----v м Дейвиса в практическом применении ] Велика роль У-R недостаткам его теоретически р фологических «^цеяка морфоструктурного анализа и Л комуглуС ток относит замкнутом процессе. ~ 1 "МИ о стадийности ка д) _ гдава немецкои геоморфОЛог В- Пе“Кп„Пнейшие исследования проводил в Андах, Ва г*".6 ШКОЛЫ- КРУ в Передней Азии. Его основное теоретическое Пр ских остро1\м фОЛОгический анализ » - сыграло большущ "орфологической науке. В нем заложена идея установлен характера тектонических движении путем анализа морфОЛогИа поверхности, иначе говоря, выяснения основ взаимодействия э,,' фо логи- логенных и экзогенных процессов в образовании рельефа. Даннау универе идея заключается в том, что сочетание эндогенных и экзогенных процессов можно назвать «морфологической сущностью». ПомНе- нию В. Пенка, соотношение эндогенных и экзогенных процессов) выражается в форме профиля склонов. Прямые склоны рельефа свидетельствуют о том, что поднятие и денудация взаимно урав-1 новешиваются, вогнутые склоны преобладает денудация, вы- пуклые — преобладает поднятие. Вклад В. Пенка в теоретичес- кую геоморфологию заключается также в правильном понимании возраста рельефа с историко-геологических позиций. К числу не- достатков его теории следует отнести неверное положение о меха-) низме возникновения предгорной лестницы, которую В. Пенк I возвел в ранг геоморфологического закона. В отличие от У. М. Дей- виса образование пенеплена В. Пенк представлял как процесс раз- вития речных долин в ширину (боковая эрозия) и разрушения водоразделов «с боков» до пересечения смежных речных долин и образования педиплена. В 1967 г. переведен на русский язык капитальный труд южно- американского ученого Л. Кинга «Морфология Земли». Наиболь- ии интерес в нем представляют особенности образования выров- Л К ЫХ ПовеРхностей в условиях аридного климата. По мнению чрсклг Га> плавац,ия (выравнивание) происходит в эпохи тектони- ния вочттГ°К°ИСТВИЯ В РезУльтате отступания склонов и образова- ментов В rX П°ДНОЖИЙ слегка наклонных поверхностей педи педиплен R°He4H0M счете’ в процессе выравнивания возникает । этапов дeнvпяBPeM^HHOM РельеФе Л- Кинг насчитывает до шести кРатковременш^у ^Педипленизации) и разделяющих их более! У. М. Дей в ие v л Этапов поДнятия и эрозионного вреза. Подобие н выделяет эрозионные циклы, а вслед за В. Пе.Н" матер: труд « учени пробл турне ваету котор нецм Те( тыва: рова! ванн дина морф логи1 кий проб, щий СОЗД1
Глава 1. Введение в геоморфологию 15 ком углубляет понятие педипленизации. Вместе с тем Л. Кинг огра- ничивается изучением платообразных равнин, ошибочно полагая, что горы лишь быстро проходящее явление на лике Земли и по- этому не заслуживают внимания. К числу крупных современных геоморфологов принадлежит представитель английской школы Р. Дж. Райс. Его работы посвя- щены проблемам геофизики и тектоники Земли на основе новей- ших представлений о механизме формирования рельефа. Большое значение во второй половине XX в. преобретает геомор- фологическая школа, развивающаяся на кафедрах Московского университета и отдела геоморфологии института географии Ака- демии наук. Старейший представитель данной школы и основопо- ложник многих направлений в геоморфологии — И. С. Щукин (1885—1985) — в многочисленных работах разрабатывал проблемы климатической геоморфологии, выдвигал концепцию общих гео- графических связей, создал одну из первых и общепринятых клас- сификаций рельефа. Учебники И. С. Щукина «Морфология суши» и «Общая геоморфология» послужили основой образования мно- гих поколений геоморфологов. К. К. Марков (1905-1980) выступает с позиций диалектического материализма и историзма. Наибольшую известность получил его труд «Проблемы геоморфологии», в котором автор разрабатывает учение о геоморфологических уровнях, а также рассматривает проблему относительного и абсолютного возраста рельефа. И.П. Герасимов (1905-1985) является основоположником струк- турной геоморфологии. Совместное Ю. А. Мещеряковым разраоаты- вает учение о «геоморфологическом» этапе развития Земли, соглас! о которому современный рельеф Земли возник за отрезок времени ко- нец мезозоя — кайнозой, но предопределен с начала мезозоя. Теоретические и прикладные проблемы геоморфологии разраба- тываются в трудах А. И. Спиридонова (геоморфологическое райони рование, картографирование, формирование поверхностей выравни вания). С. С. Воскресенский — один из основопо. о • ков теории динамической геоморфологии, автор многочисленных работ по гео морфологии СССР. Н. В. Башенина занимается вопросами геоморфо- логических классификаций и картографирования. А. Е. Криволуц кий разрабатывает общие геоморфологические и региональные проблемы в палеогеографическом аспекте. О. А. еонтьев, изучг Щий проблемы морской геоморфологии, bl Г И Рыч создал учебное пособие для вузов. Многие тру д.ы Н. А. воздев
М—---- гии карста. А- Ф- Якушова — автор Мв ] ’ чяшены геоморФ°л^ гии и геоморфологии. Т. В. 3вЬ1, М ^нных ^НХМЫ инженерной и прикладной геомор^ | Хаба’«ваетПР^Хбное пособие по геоморфологии для б Ч с в Лютдау создал уч Вопросами инженерной геоМор ночвенныхепециальностеи^ занимается ю R Ж ""й^мо^ологиипосвящены исследования Л. Г. НИКиф’' S ровой. дологические работы нститута географии Рдо Крупные г^морфО е^оморфологического. картографий морфоструктурно' ’ ены в трУдах А. А. Величко, А. А. Асеева го направлении пр Д еребрЯнного, Д. А. Тимофеева и др. нис;в1^ пенсов в А. Николаев, О. В. Кашменская и др.), Литвы (А. Б. Ба- салика'с, В. К. Гуделис, Ч. П. Кудаба и др.), Ленинградского уви. верситета, Украины, Казани, Саратова, Грузии, Армении и др. I 1.5. Изучение рельефа Беларуси. Белорусская геоморфологическая школа Первые сведения о рельефе современной территории Беларуси | встречаются в трудах Геродота и Птолемея. На месте Полесья опи- сывалось и изображалось болото или море-озеро, окруженное го- рами, продолжавшими систему Карпат. Такое представление было I ошибочным, тем не менее оно сохранялось вплоть до опубликова- ния карт С. Мюнстера и Г. Меркатора в «Книге Большому черте- жу», на которых относительно правильно показывались равнин- ный рельеф и гидрография. В дальнейшем исследование рельефа становится неотъемлемой стью изучения природы. Первые исследования рельефа север- HavRPwHTjH°B елаРуси быяи осуществлены экспедицией Академии провинп еРраТ°РСКОГО геогРаФического общества по Западным В. Севергин в оссии в начале XIX в. Участвовавший в ее работе ледников о тепмп3аЛ ИДею ° Распространении здесь покровных < ДОлину Лососны ₽СТОВОМ Генезисе озерных котловин, описал районов, россыпи РеЛЬеФ Лепельского, Борисовского и ДРУГИА трансгрессией мпп алунов» происхождение которых объяснялось! 3««итель“ ”°₽Я’ ТЭЯНИем Обергов. я- А- ЛяхвицкогоИпТе1де^П₽едставляют Работы М. А. Огинского еменова, К. П. Тышкевича и Е. П.ТМя : КРИИ48 шенно девон< «Пощ НИЧН1 правг Втс геомс В Гре «лет} j морф тую < сье, < уточ наль гиле ВНИ1 фип фог рии вра ятс крА ше же на пе го от. cei на не на на и и
Глава 1. Вееде.чие в геоморфологию 17 кевича. Г. П. Гельмерсен описал Невельско-Витебский пояс возвы- шенностей и объяснил их происхождение близким залеганием девонских пород. В это же время в России создается столистная «Подробная карта Российской империи и близлежащих загра- ничных владений», на которой наряду с гидросетью достаточно правильно показана гипсометрия поверхности Беларуси. Вторая половина XIX в. ознаменовалась расширением собственно геоморфологических исследований в различных направлениях. В Гродненской губернии П. И. Бобровский описал болота и эоловые «летучие» пески; И. А. Зеленский, обратив внимание на особенности морфологии Минской возвышенности, выделил наиболее приподня- тую северо-западную и пониженную юго-восточную. Изучая Поле- сье, он описал болота от Пинска до Турова и территорию Загородья, уточнил рисунок гидросети, пересчитал притоки крупных рек, ка- налы. Особенности рельефа Минской, Гродненской, Витебской, Мо- гилевской губерний описаны Н. И. Столпянским. Значительное внимание уделялось изучению генезиса, эволюции и палеогеогра- фии рельефа в трудах П. Я. Армашевского, П. А. Тутковского, А. Э. Гедройца и др.; влияния неотектоники на особенности мор- фогенеза — в исследованиях Е. А. Апполова, А. А. Иностранцева, Д. Н. Соболева и др.; отмечалось водораздельное положение террито- рии. Первые сведения о морфологии озерных котловин появляются в работах В. Врублевского, П. Н. Домрачова, Б. А. Дыбовского, стро- ятся первые батиметрические карты; описывается морфология крупнейших речных долин В. Д. Севергиным, А. А. Лесневским, Г. М. Танфильевым и Б. Л. Личковым. Большой вклад в изучение и преобразование Полесья внесла экспедиция под руководством И. И. Жилинского. Один из важнейших его выводов гласил, что осу- шение болот Полесья может иметь негативные последствия — пони- жение уровня грунтовых вод, развитие дефляции. Развитие геоморфологии в Беларуси продолжилось в конце XIX — начале XX вв. исследованиями А. Б. Миссуны (1869-1922), автора первых уникальных трудов по геологии и геоморфологии ледниково- го комплекса на территории Беларуси, стратиграфии ледниковых отложений. Особо следует выделить исследования А. Б. Миссуны на северо-западе республики и в междуречьи Западной Двины и Нема- на в начале XX в. Ею впервые были составлены карты распростра- нения краевых морен, осуществлена их корреляция, установлен напорный генезис многих из них, высказаны идеи о сложной ди- намике и деградации покровных ледников. Многие положения А. Б. Миссуны и сейчастратили своей актуальности.
18 „ изучении рельефа начался после 1917 г. В Э1Х) ь. новый этап в и у ический материал о геологическое, был собран больш генезисе рельефа, созданы науЧНЬ1е, пии поверхности, звОДСТвеНные организации. В эт/’1"'- исследовательск нен£>1 ПОЛожения о неоднократных °?' бЫЛИ П°похах^а территории Беларуси. Начали развиваться na^ КОВХЭипмеогеоморфология, гляциотектоника, внедрялись оХтХеские и картографические методы исследований. РУ схем> и изд морф возвь Бо рабо- ниес и par по и< рабо МНО] кую нах С фор кап па'гТ Мирчинк (1889-1942) изучал палеогеографию плейер.. на, указал трехкратное оледенение территории Беларуси, садта. вил первую карту четвертичных отложении Европейской части СР. Большое количество нового фактического материала позво- лило Г. Ф. Мирчинку разработать стратиграфическую схему ав- тропогена, опубликовать ряд обобщающих работ по геологии и гео- морфологии республики. А. М. Жирмунский (1887-1970) занимался проблемами четвер- тичной геологии и палеогеологии. М. М. Цапенко (1911-1968)— । одна из основоположников школы белорусских геологов-четвер- тичников — изучала проблемы геологии и геоморфологи Беларуси. Идеи М. М. Цапенко оказали большое влияние на развитие геомор- фологических исследований по палеогеографии плейстоцена и поз- волили объяснить особенности формирования рельефа, составить серию геоморфологических карт, разработать оригинальную схе- му стратиграфии четвертичных отложений. Ею была создана шко- ла белорусских геологов, из среды которых вышли известные ис- следователи рельефа. еьный вклад в изучение рельефа западных районов Бела- руси внесли польские ученые. Под руководством С. М. Ленцевича проводилась съемка озер Полесья, Е. И. Кондрацкий описал озера Сведения 0 Рельефе Беларуси и Литвы были обобщены о олевым и представлены схематической картой рельефа- мопгЪлп евоеваь1е ™ды в Беларуси началось бурное развитие гео- мипоим°рГ^’ РЯДУ С "Рационными направлениями и метода- номасштабнг)ИСЬ И ₽аЗРабаТЫВаЛИСЬ новые- Было выполнено крУп' которое леглс^ Ге°Л0Г0 геомоРфологическое картографирование» тичных отложр°СН°В^ геом°РФ°логической карты и карты четвер няет ученых БеНИИ* ^Кола белорусских геоморфологов объеДИ Демии наук С Л°Русского государственного университета и А#а ИГ. И. ГорецкийВ ТХ °Собое место занимают В. А. Дементьев • Дементьев долгие годы возглавлял каф-а сит мег схе КНЕ СКЕ леЕ соз ЛИ! боп ни фо ва го и ич -
рлава 1, Введение в геоморфологию__19 РУ «Физической географии» в Белгосуниверситете, разработал схему геоморфологического районирования Беларуси, составил и издал геоморфологическую карту. Ему принадлежат труды по морфометрии рельефа, сквозным долинам, краевым моренным возвышенностям и др. Большое значение в геоморфологических исследованиях имеют работы академика АН БССР Г. И. Горецкого. Им разработано уче- ние о погребенных долинах и ложбинах ледникового выпахивания и размыва — палеопотамология; основана Белорусская комиссия по изучению четвертичного периода (БЕЛАНКа), в составе которой работает Геоморфологическая комиссия. Г. Н. Горецкий со своими многочисленными учениками создал новейшую стратиграфичес- кую схему антропогенных отложений Беларуси, учение о ложби- нах ледникового выпахивания и размыва. Современный взгляд на генезис лессовых равнин и эоловых форм формировался под влиянием работ академика АН БССР К. И. Лу- кашова и его учеников. Новые работы по геоморфологии выполнялись в Белгосунивер- ситете. На географическом факультете под руководством В. А. Де- ментьева была составлена геоморфологическая карта, разработана схема геоморфологического районирования Беларуси, генетичес- кая классификация рельефа. Также были описаны и изучены сквозные долины, выполнены морфометрические расчеты, состав- лены первые морфометрические карты. В 70-е гг. на факультете создается лаборатория озероведения, основана школа белорусских лимнологов, основателем которой стала О. Ф. Якушко. Ею разра- ботаны принципы генетической классификации озерных котло- вин, выполнены исследования по палеогеографии и палеогеомор- фологии озер. На факультете успешно проводятся комплексные исследования озер и водохранилищ, их паспортизация. Школа белорусских геоморфологов и сегодня успешно разви- вается и включает многочисленный отряд специалистов средне- го и младшего поколения. Они работали и работают в направле- нии геоморфологического картографирования, климатической и структурной геоморфологии, палеогеоморфологии, примене- ния неотектонического и аэрокосмического методов. Все боль- шее значение в современных работах приобретает практичесю применение методов и результатов исследований. Изучение рельефа ведется в разных направлениях научными и Учебными организациями. В Институте геологическ и х нз у к НА) I
Главе Раздел 1. Общая ВОДСТВОМА. ПО изучению ки. э. а. Левковым хпыта лаборатория динамики ландшафтов Под Д РБ была открыта л лаборатория выполнила ра(^Ч Белорусского Полесья и других регионов респ -1 создано учение о гляциотектонике; в тр, 3 ^знячукаразвивались представления о палеогеограф связаныс В шг в области палеогеоморфологии выполнены Ра6* в геомор^ е^Гтожим Р. и. Левицкой, Л - Ф- Ажгиревич, Е. П. Мандер. ц,,. । метри я пс Развитие исследования по литоморфодинамике круПа. 1 характер ЛУ'1Ииковых комплексов (А. К. Карабанов, М. Е. Зусь, М. Е. КоМг. I расчлене робкий В. М. Феденя, А. Ф. Санько, М. А. Вальчик, И. Э. ПаВлов. овражно. скал и др-); структурно-геоморфологические исследования с испод, | четы нео зеванием аэрокосмических методов (В. И. Гридин, Л. С. Гирилови И. А. Тяжкевич, В. Н. Губин); количественной оценке рельефа (Г. П. Рудова, Л. В. Марьина, Г. И. Сачек, Н. А. Шишонок, Ю. Н. Еме- льянов и др.); изучение современных геоморфологических процессов- (В. В. Жилко, Л. М. Ярошевич, А. И. Павловский, Н. А. Махнач и др.); техногенного рельефа (В. Прокопеня, С. Ф. Савчик, и др.). Большой фактический материал, полученный на основе приме- нения современных методов и технологий, позволил уточнить клас- сификацию рельефа и схему геоморфологического районирования, разработать классификацию современных рельефообразующнх процессов, опубликовать серию геоморфологических карт разного масштаба, подготовить монографии, учебники и учебные пособия. , фологичес чительной Картер К чис/ рически Наибе кривая земной 200-20' и океаг приход высокр Юг- 5 1.6. Методы геоморфологических исследований Каждая наука, имея собственный объект изучения, обладаетj специфическими методами. Философской методологической ос- и всех наук географического цикла служит диалектический воплял^ЗНаНИЯ" Все°бщая связь явлений, взаимодействиепроти* тия — ляниХ СИЛ’ проявление скачкообразности в процессе разви- логическиуЫ^ Законы СлУжат основой геологических, геоморфО' поверхность ЗемлиТ1неСКИХ “ ДРугих пР°Иессов, формирующих противоположная " апример’ взаимодействие и одновременно^ Цессов, которые имЯаПравленность эндогенных и экзогенных про* не коротких эпох го ЮТ Я^ЛЬсируюЩий характер, приводит к СМ* тельного тектонип В°° разования длительными этапами относЯ' Каргографи®^^0 спокойствия. J нить. Ондаетвозмпухл„МеТОД В геом°Рфологии невозможно переовв ость пространственного изображения геовЮР* 3 ю 5 10
1лабз 1 Введение в геомо^эфологию 21 фоч^« 1ч< чИ \ комплексов, типов, форм рслы ф । л является заклю- чительной основой любого геоморфологического исследования. Картографический и картэметричоский методы непосредствен , связаны с важнейшим количественным морфометрически м методом в геоморфологии, построенном на математический основе. Морфо- метрия позволяет рассчитать и оформить картограммы различных характеристик рельефа: густоты горизонтального и вертикального расчленения, уклоны поверхности и крутизну склонов, озерность, овражность, холмистость и многое другое. Морфометрические рас- четы необходимы в практической геоморфологии. К числу геоморфологических методов относится метод гипсомет- рических показателей, который сочетается с картографическим. Наиболее общую картину рельефа Земли дает гипсографическая кривая (рис. 1.1). На ней четко выделяются два основных уровня земной поверхности: материковый, расположенный в пределах 200-2000 м, который составляет около 30 % земной поверхности, и океанический — на глубинах 3000-6000 м, на долю которого приходится 50 поверхности Земли. Остальные 20 % занимают высокие горы и глубоководные желоба. Площадь поверхности, 109км2 Рис. 1.1. Гипсографическая кривая Земли (по О. К. Леонтьеву, Г. И. Рычагову). 1 — горные породы, расположенные ниже земной поверхности; 2 гистограмма распределения участков земной поверхности по различным высотным уровням Средняя высота суши над уровнем моря 875 м, а средняя глу бина океана — 3730 м. Средняя высота земной поверхности -
Глава 1 ^м.ЧТоХарактерИзуеТпреобЛаДаниеТерРИТоРииНИ5Кеурц^ океана. „пИСТике гипсометрических уРовнеи показатели. При характер11 отметки рельефа: высшая точка ЗеМли * также экстремал наибоЛьшая глубина Мирового ок * ра Джомолунгма v не _ п 034 м. Таким образом, максималь^ в Марианской вп_q[.ojio 20 км. аМпЛФорменной геоморфологии не потерял своего значения метОд ых исследований, включающий маршрутный, полустаци,. чанный стационарный, в том числе описательный с помощьк>Сь. ставления сетки нивелировочных профилен и геодезических рас. четов В полевых условиях исследователь-геоморфолог даже без гипсометрической карты может выполнить морфологический ана- лиз, который строится на определении внешнего вида форм релье- фа: островершинный хребет, плосковершинная возвышенность, куполообразная вершина, расчлененный овраг и т. д. По внешним признакам можно дать простую, но важную морфометрическую оценку: высокий, низкий, глубокий с цифровыми показателями. К числу важнейших методов, необходимых в геоморфологии, относится генетический, или историко-морфогенетический, с по- мощью которого выясняются не только внешние черты рельефа, но и их внутреннее строение. Данный метод широко применяется в геологии, палеогеографии, геофизике, почвоведении, инженер- ной геоморфологии. В современной науке все большее значение приобретают палео- геоморфологический, морфогеотектонический, морфоструктурный методы, методы математического моделирования с применением системного анализа и космических аэрофотоснимков. Палеогеоморфологический метод заключается в анализе погре- лях J0 РельеФа и геоморфологических процессов прошлого в Де ным п.паН°ГеНИЯ коррелятнЬ1х отложений и связей с современ трансгпоДт °М граниЦами древних береговых линий, морских ко используютг °ВеРХНОСТеЙ ВЬ1равнивания и т. д. При этом шире палеогеолоттт я ДаннЬ1е геологии, геофизики, палеопотамологии, Mo ch и’архе°логии. Движениях земнойИЧеСКИ^ Метод Дает представление о совреМеВНЬ* тических, гляттигх Норы тектонических, эвстатических, и30СТ । Ются с помощью *3^Татических. Направление и темпы оПреДеД террас, проявления еНИя береговых линий морей и озер, розионных или аккумулятивных процесс | Ochoj ПЛИ'Г служ Мс НИЯ г и сов но че ны.Ь СВЯ31 поро, лессь ДЮШ МИ Т( Ге ют и< удае1 цию, ле п< пост П] сочег логи взаи прир них сы, г ванн пред чета! ло, п и т. > Четк двух релы реше геолс комп в свя ЛВОН1
Глава । введение в геоморфологию п Основанием для обнаружения корре. [ягных рыхлых отложени й, ам- плитуды поднятий и погружений за последние 100 150 лс*т могут служить данные многолетних геодезических съемок. Морфоструктурный метод построен на определении соотноше- ния геологического строения данного участка земной поверхности и современного рельефа. Крупные геологические структуры обыч- но четко выражены в рельефе: горные хребты, межгорные впади- ны . Мезоформы (и даже микроформы) также нередко обнаруживают связь со структурным планом территории, особенно если коренные породы залегают близко от поверхности. Например, в пределах По- лесской низменности рисунок некоторых речных долин, скопление дюнно-бугристых форм, озерные котловины предопределены линия- ми тектонических разломов, выступами коренных пород. Геоморфологические исследования в современной науке требу- ют использования космических и аэрофотоснимков. С их помощью удается не только уточнить наземную геоморфологическую ситуа- цию, но также выделить наиболее крупные линеаменты (в том чис- ле погребенные), кольцевые структуры, разрывные дислокации, построить космотектонические карты. Применение всех или одного из перечисленных методов должно сочетаться с системным анализом, при котором любой геоморфо- логический объект рассматривается как результат совокупности взаимосвязанных и взаимодействующих элементов целостной природной системы. В последней принимают участие три основ- ных показателя: источники энергии, геоморфологические процес- сы, ими вызванные, и результат их деятельности в виде сформиро- ванного геоморфологического объекта. Например, речная долина представляет собой природную систему, возникшую благодаря со- четанию эндогенных и экзогенных сил, в которой все элементы (рус- ло, пойма, надпойменные террасы, вторичные эрозионные формы и т. д.) объединены возрастными и генетическими критериями. Четкая геоморфологическая система обнаруживается в сочетании двух природных компонентов: озерная котловина и ее водосбор. В геоморфологии, как и в геологии, к важнейшим показателям рельефа относится возраст, определение которого необходимо для решения ряда генетических и практических задач. В отличие от геологии, определение геоморфологического возраста данного комплекса рельефа или отдельных форм значительно сложнее в связи с ограниченностью применения стратиграфического, па- леонтологического, петрографического методов, подкрепленных
?£_ - ними возможностями радиоуглеродного определе^Д 1 ХнИого возраста. Вместе с тем, как и в геологии, в геомо^Я| ствует понятие относительного и абсолютного СУ Под относительным возрастом рельефа понимается оппедД сталии его развития по комплексу характерных морфОЛО1^1 и генетических признаков. Например, речная долина на Те3 рии недавно освободившейся от ледника, имеет невырабитацъ слабо врезанную долину, высокую озерность, но постепенно ся в подстилающие породы. В ее продольном профиле сохранил выступы и озеровидные расширения. Так выглядит равнинная^ в стадии юности (молодости). По мере старения река вырабатмд| профиль равновесия и переходит в стадию зрелости. При стабщЗ базисе эрозии увеличивается боковая эрозия, расширяется река меандрирует, течение ее становится замедленным — ста рости. Однако такое старение относительно поскольку при эвста ческом или изостатическом понижении уровня базиса эрозии ре снова активизирует глубинную эрозию, врезается в подстилающ породы и приобретает черты относительной молодости. Понятие относительного возраста применяется также при я; чении взаимоотношений одних форм с другими. Например, овра всегда моложе речной долины, на склонах которой они образа лись; молодые конусы действующих вулканов моложе гора хребта, который они увенчивают, и т. д. Существует способ определения относительного возраста по к релятным (одновозрастным) отложениям. Например, ©пределе! геологическими методами возраста конуса выноса оврага позвй ет определить возраст самого оврага. В ряде случаев поверхности выравнивания (денудациошп покрыты (фиксированы) рыхлой корой выветривания, возраст торой всегда моложе и определяется палеонтологическими и ст тиграфическими методами. помощью радиоизотопных методов есть возможность оП|Х пяптл а С0ЛЮТНЫЙ возРаст Рельефа. Наиболее часто примев!® пентчмГ,ЛеРС)ДНЬ1Й метод (по С ), калий-аргоновый термодюМ«Я Центныи, палеомагнитный и др. 1’7, Кпассификация рельефа тнповЬпФ Предатавл®т собой 0В’ Р^ВДжевных в от. к. ция. При! до я с л уч? геологи В Повер: нина ил! карстовь рельефа ности, р< трех ил! В при ния,вы ложени Сочетаь НИИ вод (рис. 1 склонь а в вогв на) онр (долин стых 4 гора к< роздал Фор авторь I рофор I Ю- Г- * IIЛ1 лионь подия ты. М квадр на cyj мы Я1 и тыс тем, к сложное сочетание элементе! ?деленной закономерности в
мости от их происхождения, возраста, геологических структур, климата, деятельности человека. Для систематизации всего этого разнообразия необходима таксономическая система — классифика- ция. Принципы классификации рельефа могут различаться; в каж- дом случае за основу берутся разные показатели: высота, размеры, геологические структуры, основные экзогенные факторы и пр. Поверхность любого участка территории, будь то холмистая рав- нина или горная цепь, овражно-балочная система или сочетание карстовых воронок, слагается из чередующихся отдельных форм рельефа. Каждую форму составляют элементы: грани или поверх- ности, ребра (пересечение двух граней), гранные углы (пересечение трех или более граней). В природе сочетания элементов создают повышения и пониже- ния, выпуклые или вогнутые формы, занимающие различное по- ложение относительно горизонтальной поверхности (уровня моря). Сочетания элементов рельефа образуют вершины, седловины, ли- нии водоразделов, тальвеги речных долин, бровки, подошвы и т. д. (рис. 1.2). В выпуклых положительных формах (вулкан, холм) склоны (элементарные поверхности) падают в разные стороны, а в вогнутых отрицательных (карстовая воронка, озерная котлови- на) они наклонены один к другому. Различают формы открытые (долина, балка) и замкнутые (котловина, холм). Сочетание про- стых форм образует сложные формы. Например, вулканическая гора как форма рельефа осложнена вторичными эрозионными бо- роздами-барранкосами, озерная котловина — террасами. Формы рельефа значительно различаются по величине. Многие авторы выделяют планетарные формы рельефа, мегаформы, мак- роформы, мезоформы, микроформы, наноформы (И. С. Щукин, Ю. Г. Симонов, Г. И. Рычагов и др.). Планетарные формы занимают площади в сотни тысяч и мил- лионы квадратных километров. К ним относятся материковые поднятия, океанические впадины, срединно-океанические хреб- ты. Мегаформы занимают площади в сотни или десятки тысяч квадратных километров: крупные горные или равнинные страны на суше, отдельные котловины или хребты в океане. Макрофор- мы являются составными частями мегаформ с площадью сотни и тысячи квадратных километров: отдельные хребты горных сис тем, крупные межгорные впадины, возвышенности, низменности и т. п. Перечисленные формы рельефа связаны с деятельностью эндогенных процессов и прослеживаются на картах самого мел
кого масштаба. Мезоформы входят в состав Макрос '' проявлением экзогенных процессов и изобраЖа^°р^. среднего и крупного масштабов. Это долины рек СЯ 11 а к крупные карстовые воронки, отдельные Морен’ОВраги, гряды, булгунняхи. Микроформы представленье6 Х°Лл^‘^ более крупных форм. К ним относятся суффОзи 1 ^Рагм1. эрозионные рытвины, отдельные эмбриональные HHbIe кольца в тундре. Нанорельеф представляет собой^^1’ мелких форм, осложняющих более крупные ф С°ЧетаниР f В качестве примера можно отметить болотнктТ?РМЫ П°ВеРх?4^ ки, плужные борозды. к°чки, Мураь^.Сти. /Хава 1. J * J 6 ] 7 1 Рис. /,р п_ Т^ЬВе^^ (ПО Ю. к На °<®оВав 8 И бР0В0К; 6 ' линХодошО₽аЗДеЛО8: П₽еобладавв ИИ г»ПсОМетпм вЫ склон°в.- 7 - ребва Ue Те₽РИТ0₽^^Хю (выше 500 м) Разд.еляк,Тся' КИе (более 30 Диапазону Вь етУчитЬ1Ва17 положения г°ры с одной Ным климач высоких гор больших аб, (Гипсомет вую зону (ш склон) с Г_~ 3000-6000 Посколь Ются В КОМ ние экз( <г( подход по раниченш в силах ох тей форм Более \ которая с не только кУю, Mopi В совр признает знает пр< внешни) i ческиеи тво общи основе. В пре/ СИМОСТИ Деесов и рельефо
Глава 1. Введение в геоморфологию [Я1ОТ(;Я ГР'Гаэс )алкц Ьг ^ЙНЫ; '^НЫр °чень Ости. 'ЙЦЦ- 4 •а от >Ы" па- на низменные (0-200 м), возвышенные (200-500 м), плоскогорья (выше 500 м). Горы (обширные сильно расчлененные поднятия) под- разделяются на низкие (до 1000 м), средние (1000-3000 м), высо- кие (более 3000 м). Следует отметить, что такая классификация по диапазону высот приблизительна. Кроме абсолютных высот следу- ет учитывать два фактора: степень расчленения поверхности и рас- положения в том или ином климатическом поясе. В частности, горы с одной и той же абсолютной высотой в умеренной зоне с влаж- ным климатом приобретают черты густо расчлененной системы высоких гор (Альпы), а восточный Памир с аридным климатом при больших абсолютных высотах имеет характер высокого нагорья. Гипсометрия океанического дна (батиметрия) включает нерито- вую 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, группиру- ются в комплексы, для которых характерно определенное сочета- ние экзогенных и эндогенных процессов, классификационный подход по одному признаку неизбежно будет односторонним и ог- раниченным, поскольку ни одна из названных классификаций не в силах охватить всего многообразия и специфических особеннос- тей 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, геологичес- кую, 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, геологи- ческие и морфометрические особенности. В связи с этим большинс- тво общих геоморфологических карт составляется на генетической основе. В предлагаемой классификации (см. главу 20, табл. 20.1) в зави- симости от основного источника энергии рельефообразующих про- цессов выделяются классы рельефа. В соответствии с основным рельефообразующим фактором выделяются типы рельефа, кото- рые представляют сочетание форм, закономерно повторяющихся в пределах того или иного участка земной поверхности и объеди ненных общностью происхождения и развития. Направленность
„________________________________ И интенсивность древних и современных процессов учитыва при выделении подтипов (эрозионный, аккумулятивный и п ? В каждом подтипе выделяются формы рельефа, для которых ха^” терен единый способ формирования и схожее геологическое L сТр0- ение' т, ня генетическом и возрастном принципах с учетом °СН0=ти и интенсивности древних и современных геомор- фологических процессов, выделяется три класса рельефа: эндоген- S^ экзогенный, техногенный, каждый из которых состоит из отдельных групп (аквальная, гляциальная, эоловая, гравитацион- ная и ДР )• Последние в свою очередь включают типы рельефа (кар- стовый, суффозионный, солифлюкционный, водно-ледниковый И др.), охарактеризованные в соответствующих главах. http://www.twirpx.com/user/4801363/
Глава 2 Факторы и условия рЕльЕфообразования Уже отмечалось, что главным положением геоморфологии явля- ется представление о том, что рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов, действую- щих, как правило, в противоположных направлениях. Их прояв- ление зависит от конкретных тектонических, геологических и кли- матических условий. Основным источником эндогенных сил является тепловая энер- гия, которая возникает и накапливается в результате гравитаци- онной дифференциации и радиоактивного распада вещества недр Земли. Это приводит к изменениям объема масс вещества, слагаю- щего мантию, к возникновению в ней вертикальных и горизон- тальных движений; земная кора реагирует на них либо деформа- циями без разрыва пластов (пликативные дислокации), либо разрывами и перемещением (дизъюнктивные дислокации). Главным источником экзогенных процессов служит лучистая энергия солнца, которая трансформируется в энергию движения воды, воздуха, вещества литосферы, ледниковых масс, которые протекают в условиях земной гравитации и под действием притя- жения небесных тел, причем последние нередко проявляют себя как самостоятельные факторы рельефообразования (склоновые процессы, деятельность приливов). Преобладание экзогенных про- цессов в конечном итоге приводит к денудации (от лат. denudatio — обнажение), т. е. разрушению и выполаживанию поверхности. Эндогенные процессы, как правило, создают крупные формы рельефа, которые принято называть структурными (морфострук- туры по И. П. Герасимову). Их строение и состав оказывают огром- ное влияние на протекание экзогенных процессов, что проявляет- ся в избирательной (селективной) денудации, препарировании геологических структур, нередко погребенных под рыхлыми оса- дочными отложениями. Так, значительные участки древних материковых платформ отличаются горизонтальной структурой, в которой принимали участие пласты разной стойкости (Восточно- Сибирское плоскогорье, плато Устюрт, Декан). При длительной
Раздел! Общая геомси 30 трл1 ной амплитуде эпейрогенических (т стации И незначш> колебаний реки здесь формируй ’ '• медленных разделенные столовыми водоразделам«' рокие плоские доли которых приКрывается (бронирУе ’ вершинная пов,>р стойчивых пород. К структурному pejIJ п застои отн““ также асимметричные хребты и гряды холМов ФУ следует отне моноклинальном залегании горных Пород’ Образованные Р ини * водоразделы между ними приобретав При этом ре долины, совпадающий с падени. еТХа развивая кйк пологий, а противоположный - Как Хтой. в результате Образуются куэстовые хребты. 1 Своеобразные структурные черты проявляются в рельефе, обра- зованном простыми пологими складками. По мере денудации в осевых частях антиклиналей формируются долины, вытянутые по простиранию складок, а на крыльях с моноклинальным зале- ганием пластов — куэсты. В процессе длительной эрозии в древ- них горах возникает «обращенный» рельеф, в котором местами наблюдается инверсия: синклинальные хребты и антиклиналь- ные межгорные долины. Связь с геологическими структурами об- наруживается в виде соответствия направления речных долин или озерных котловин с простиранием тектонических трещин, разло- мов. Наиболее ярко это проявляется на щитах древних платформ (Балтийский щит), где большинство рек и озер соответствует ли- ниям тектонических разломов. Такая закономерность свойственна и платформам с мощным чехлом осадочных пород. На Восточно- Европейской равнине значительная часть долин Волги и Днепра протягивается вдоль тектонических линий. К важнейшим факторам рельефообразования относится климат и связанные с ним экзогенные процессы. Влияние климата изучает- ся самостоятельным направлением геоморфологии — климатичес- еоморфологией. Рельефообразующая деятельность экзогенных птир^гЬ °В Предмет динамической геоморфологии. Соответствую- на cvi й ₽еЛЬефа называют морфоскульптурными. Примерами карстовые заУпадиныИТЬ М°ренные ГРЯДЫ> барханы, овраги, термо- подводные валы б ’ложбины стока, булгунняхи, на дне океана Различаютвлйя ’ ПереСЫПИИ т’ д' J го климатов. В усл НИ6 Н& реЛьеФ гУмидного, аридного и нивально гическое значени °ВИЯХ гУМиДного климата основное геоморф°ло и химико-биологичП₽И°бреТаЮТ деятельн°сть поверхностных вод оские процессы. Образуются широкие речные процессов —
долины, а в результате химических прехХ^разовапий пород форми- руется мощная коре выветри или и я с алюмисплтсАтиой основой. Климат способствует появлению мягких, округлых очертаний р« ль- ф«’, и только в местах picnpo»-гранения карстующнхся пород возникают карстовые формы — воронки, провалы. пещер I, кар стовые озера. В аридном климате основу денудации составляет механическое разрушение горных пород. Отсутствие активной транспортирующей деятельности рек способе твует накоплению материала, а резкие смены температуры и деятельность ветра ста- мулируют процессы дснуднции горных пород и образования свое- образных скульпгурных форм. В нивальном климат» к наиболее распространенным ре яьгфообрнзующим процессам относятся дея- тельность ледников. разрушение горных пород под действием резких колебаний температуры, образование просадочных форм в мерзлых грунтах и т. д. В создании облика р'-лг-чра не маловажную роль и грают KJUMMV и геоморфологические процессы прошлого, влияние котофМХСМЙРЭ лось в раещюстранении ре актовых форм (от лат. rrlictua — ПГТДф g Ленный) и комплекс* «в. f In пример. в р»ионах древнего матгрякомГО оледенения Европы и (’'•нерпой Америки реликтовые холмисто-ЮЙ* р«-нные ледниковые формы сохранили существенно» значение в со- временном рельгфе. Д 1я Погегий Восточно Еяр лейсксф рашпгам характерны инра* • > личе» кие дм ны или «полесские бархамы*. воз- никшие в перигляци < 11.НЫХ уел «НИЯХ. Сил 1Л)<Н'« СОйМКМИНЧПрЯ^М лить формы [и* лы*фн на согласные (конкорлдитны»*) и иесогдмяИВЙ (дискордантные)е направлением современных гтюморфкхвогаРМВМШ? процессов в той и П1 мной климатической ломе. К числу важнейших рельеф* * < Ap.i ivtouiMX 1»кторив следует нести новейшие тектоническне движения wMHuft коры.т. е. ДИК РИИЯ В неоген Че ' Н« рТИЧН» И» НргМН ДЛЯ Гр*фМЧ*СКОСЧ> Щф|мИ ния данного явления составляю гея специальные карты новейШЯЖ тектонич* <*ких движений, которые достатоно четко вырайШоН ся на гипс. >мегрич»-ски х партах. Так. областям слвбовыраженвыМ положительных нертнка пьнык движений •’и.-т тиуют paBW ны. невысохие плато, п.ю< ко1ч<рьм (Ь» точно Ен^юпсйсклв рйй* ИИНа. Cpv iHr. ибир1 Кое U .м г *, *-рее), ГДС CKOJOCTb ПОДНЯТАЯ фЦ стамляет неч колько мнллнмгг^м»в в год. В областях внтемемшш* Тектоп ячеек их поднятий скорость движения эемной воры сооЦф*. *яет несколько сантиметров год (Памир. Тянь Шаяь, Т^(д| Районы поднятий отлнчаютл я развитием дгяу дацмя, малой мош
— „ппоя Областям интенсивных отрицав,t воетьюосадоч«ыхПдвРижений соответствуют низины г Мо^ неотектони^ских Д „ * преобладанием процессов а толшей рыхлых о _ тектонических движений, лито/, ' ЛИВИИ- В завися^ климата морфоструктуры в одних стуч • слагающих пор Д ение в рельефе, в других - образую, ’* находят прж . Последний наиболее характерен ДЛЯдре ’ гоТных^тран, переживших не один цикл пенепленизации и р* ЧЛк™м7новейших в геологии и геоморфологии выделяются совре- менные движения земной коры, выражение которых происходи в историческое время. Они определяются различными абсолюгяы. ми высотами за определенны t промежуток времени. Показате ящ современных движений могут служить морские и речные TepprtCk поднятые выше уровня моря коралловые постройки и т. д. Архео логические данные свидетельствуют о быстром погружении веед. торых прибрежных участков Эгейского моря, где в ‘сколько ставе тий назад поселения были заброшены человеком из-за наступленю моря. В Неаполитанском заливе за последние 1500 лет разною правленные движения достигли 6 м, что выра и лось в погружении древнего храма ниже уровня моря и последующем его поднятии. В юго-восточной Англии отмечены опускания постр i римского времени на 4 м ниже уровня моря за 2 тыс. лет. ? зависимости от соотношения скоростей тектонических движс погупп И процессов ДенУДации (£)) рельеф .может развиваться по =2 ИЛИ НИСХОДЯ“<емУ ™пу. Если Т • D, рельеф развив, эрозия ппОЯЙД”ЩеМУ типу‘ ® этом случае усиливается глубине*» Долинами (тесни^уш^01/иИ<! территории глубокими речам»» ются чертами hprm * У_1Д'ЛЬЯ^ 1 Продольные профили долин отличг Усиление денудацииизобилуют вод» падами, порогами Разрушения и обнажений ° СТВует быстрому удалению продукт* ниях Рядной сеоии J <свежих • пород, образованию в пони** Ф°°бра.ю вания оазрип«РР ТЯГНЫХ пород- Если Т < D, пр»>цессР<‘льГ (я абсолютные и относи-ГГСЯ во^ратном направлении: уменьША*^ Ручные долины расшил €ЛЬНЫе Вы^оты, склоны выполажиьлк’Г’ И Леды гор и, останаяЛЮТРЯ ^ЫХлые отложения не выносятся ’ AI П их o6rjOM . На месте» Укрывают склоны плаШ°м пр0 л модных продуктов.
Раздел 2 ЭНДОГЕННЫЙ МОРФОГЕНЕЗ http://www.twirpx.com/user/4801363/
Общие планетарные че0 4 __________Р«льеф0 з6м* Как отягчилось, самые крупные планетарные формы обусловливающие образования различных типов земной коь| обязаны своим происхождением эндогенным процессамдшям В*, вигимостиот в ; <им действия, направленно тиирезул! татов взаи- модействия эндо- и экзогенных процессов все многообразие форм рельефа поверхности планеты в структурно-пюморфолслическби отношении можно объединить в: ♦ г€ -тектуры (те? т< ничее е структуры); ♦ млрфостр>к'Г. ры; ♦ мирфоскульпт’/ры. Геотектуры (от греч. geo— Земля и лат. tektura - покры- тие) — крупнейшие планетарии» структуры поверхности Земли, созданные внутренними процессами, охв тывяющиуи всю плаве ту и обусловленные действием факторов, еще недостаточно выя- ненных, вероятно, в значительной степени — космическими. В геологии под г> отектурой понимается обособленный участок, выраженный не только в темной коре, но и в надастеносферн й ман ии (тектоносфере), отличающийся от сопряженных участков тектоническим режимом (опреде тен ным типом проявления?**кт нических движений). магматизмом, метаморфизмом, геофизичес кими полями, рельефом и спецификой осэдконакоплени я т. е. тоническим и эндогенным ре жимом в период формирования данн°* структуры. Гептектуры весьма разнообразны по своему масштабу, мало КтояическомУ режиму развития и глубине прони “ литгя елра ’мли- На основе перечисленных признаков произ*» Дится их классификация (табл. 3.1). niero°D^rT * ”^1ПорядковУю * группу выделяют геотектуры вьк иксами И г -’сл°В-1енные планетарными геофизическими про вс роении зем1ГлЮ1ЦИе Ва*;Нейшиг пространственные разливе* четких проц^спи коры* особенностях и направленности тсК1Ч>“ ^материпи' 2» и их 11рояв '‘Нии в рель.-.p леммой п<»в»’рхн ' 2) океанийские^ ..... Х,>ти границ у меЖДУ
| >11 I I • ............................ H| ’Illi 'll I >ll.l P< I <|» H wn yi 4(iiHi<> npoii'i <> т и*» пинии взаимодействия воды и суши (т. е. бе рггонои ’пиши), но щ еапичегкий шельф, кик будет рассмотрено ini кг. tipi *д< гнилей горой континентального тина, следовательно, в морф"' I PV Ь । Урном отношении граница дол кпа быть проведена но Hi > и ИИ не ми I ерн I оного г к л они (ри< 3. I ). I О< ионные 1СОГСК гуры 3< мной поверхности (схомяД Л. Иванова) Мл 11>[>111 It Океанические 11Ш1ДИ111.1 | ДрГ Itlllll- II >||| |||»<>|> В I'roiHII >1И1Ы»Ы1Ы1‘ 1 Подводные окр шпы мате мы пояса: pro он: 1 ) »ЦП ы. 1)Складчатые об/пк 1) шельф; '*) II >11111.1 | и (Горы орогены); 2) м<1 гериконый склон; ан h i ’iii ii.i. ни i ni линории; 3) материковое подножие । ищи. >1 |ыы: синклинории; II. Переходные зоны: нпаднпы; 2) срединные мисси 1) впадины окраинных мо- прогибы; вы; рей; ГеД'IOIIIIIII.I и др. 3) Молодые нлнтфор 2) островные дуги; 3) Hinn 'in ।формен мы: 3) глубоководные желоба ные орогены; аптек ли.чы; III Ла ке океана: 1) iipiH iii.ii* прогибы; । ипе.клизы: 1) Абиссальные равнины: .>) коп Г11н<*птнлы1ыг впадины; глубоководные котло- риф 1 Ы (аВЛПКОГепы) прогибы; инны; седловины и др. подводные поднятия 3) .ншнл<1 гформен IV. (’редипно океанические ni.li* орогены; хребты: )) краевые прогибы 1) ри(|)говая долина; - - 2) фланговая зона В пределах материков и океанов выделяют отличные одна от Ipvroii геогекгуры -более мелкого» ранга геотектуры первого, второго, третьего порядка (см. табл. 3.1). Морфоструктуры (от греч. niorphe Земля и лат. structura - строение) можно рассматривать как отражение в рельефе геоло । иче< кои с грук гуры. Ее формирование результат совместного Действия апдо и незогенпых процессов при ведущей роли пер- вых. Элементы морфоструктуры осложняют поверхность геотек- тУр. В зависимости от направленности и интенсивности текто- нических процессов, их сочетания с зкзогенпыми процессами •наделяют специфические типы морфоструктур ДЛЯ платформ 11 горных стран.
Рис. 3 1. Типы планетарных морфоструктур (по О. К. Леонтьеву): 1 — материковые платформы; 2 — ложе океана; 3 — переходные области, 4 - срединно-океанические хребты; 5 — зоны распространения рифтогенеза на материковых платформах Морфоскульптура создается экзогенными процессами Она > бы накладывается на MopdrocTDVKTvnv ц <1ми' ина как "“» но > отдельных с““т™;,УСТУ,'“'°Т ; : ные размеры наппИМОп л И могут иметь весьма значитель- ^.Абсолютный (геол°огине™ий)воКОВОЙ аккумуляции нарав' правило, неогеновый палеого <возРаст морфоструктуры, как фоскульптура обычно а новьш, мезозойский, тогда как мор- она моложе. Однако koZJТГ!Ͱ°ð Воз₽аста> т. е. абсолютно вУет возраст относите^. CzOJII°THOro (геологического) сущест- Щии стадию развития рельргЪ ^М°Р^ологическ^), характеризую' Поскольку на формил^я Ф ’ СТеПеНЬ его сохранности. оказывают влияние рял -Л*16 рельеФа поверхности одновремен- кажл-14* ВСего имеет полигон 30Генных процессов, морфоскульпту- экзоген ПРИродн°й зоны xan«H°e Пр°исхожДение. Вместе с тем для Фоскул^^ Процессов, а ело КТерен опРеДеленный набор ведуЩиХ Ф°образо^РЫ‘ Взависимости°оВаТеЛЬН°’ СВОЙ 30нальный тИП М°Р ниЯ) основными -г Т Генезиса (главного фактора рель ипами морфоскульптуры являютС^
Глава 3 Общие планетарные черты рельефа Земли 37 ледниковая (гляциальная), криогенная флювиальная, карстовая, эоловая и др. Закономерности размещения планетарных геотектур. В плане- тарном рельефе Земли в расположении основных элементов гео- тектуры — материков и океанов — можно выделить ряд законе мерностей. Суммарная площадь материков в 2,43 раза меньше площади Ми рового океана и примерно во столько же раз удельный вес слагаю- щих их горных пород больше удельного веса океанских вод. Рис. 3.2. Совмещение Северного Ледовитого океана и Антарктиды (по В. Н. Шолпо) Суша, как правило, имеет антипод — океан, исключение со- ставляет южная часть Южной Америки. Сказанное находит косвенное подтверждение в глобальной антисимметрии разме- щения типов земной коры — континентальному полушарию противостоит океаническое, материку Антарктида — океани ческая впадина Северного Ледовитого океана (рис. 3.2). Данная закономерность Г. Н. Каттерфельдом (1962) именуется антипо- дальностью океанов и материков. Поражает антиподальное сов- мещение полярных районов Земли. Антарктида с большой точ- ностью накладывается на Северный Ледовитый океан: одного порядка максимальная высота первой (5140 м) и наибольшая глубина второго (5527 м).
O' ... „ м" ч;1Рактерна Врпспояож--'1"’ п1ду)..и>чппи,1апп<ч<югу(Кэ ПаВ- яосТь(искЛК”.^Л _оn()|oii Ulll|><,,.,., д,„я южных), для севеР"«;“ * ку „ ,.двиг „ ту же <-т.>,ю„у в каждой Паре10**х материков к в к неверному. материка по< аре,,,,офп материков и океанов Bnet)Ri АЯТВСИ^Ж"л. А. .............--О-иРишелкзак^ установлена в |(М.Т1 „|1Ш11 общего плана, морфоЛоГии ’’ 8ИЮ„ов°ой и океанической литосферы: в то время как материк, ТХМассивы характеризуются наличием срединного пояса ВИЗИ1) 8 впХ обрамленного боковыми поясами поднятии, в океани- ческий литосфере (в ее средней части - ио длинной оси) набЛ10. пается пояс поднятий, окаймленный справа и слева поясами зна- чительно больших глубин. Общепринятого объяснения такой закономерности пока не дано. Скорее всего, это результат нало- жения неоднородности земной коры и мантии на глобальный ро- тационный эффект. Названные особенности не являются случайными, их объясне- ние требует серьезного изучения истории формирования земной коры, возникновения двух ее типов: континентального и океани- ческого. Происхождение материков и океанических впадин. Геологичес- кая наука никогда, даже на самом раннем этапе своего развития, не рассматривала материки как неподвижную «твердь земную». Однако длительное время господствовали представления о веду- щей роли в жизни Земли вертикальных движений, горизонталь- ные признавались незначительными и производными от верти- кальных. Данное направление в геотектонике получило название фиксизма (от лат. fixus — неподвижный). Идеи фиксизма были подвергнуты критике в публикациях аме- риканского геолога Ф. Тейлора в 1910 г. и немецкого геофизика ния еГ^НеРаов 1912 г. о значительных горизонтальных перемет^ гомува-жДРейФе матеРиков- Данные работы положили начало ДРУ mobilis “МУ напРавлению в геотектонике — мобилизму (от лат- популяонпГВИЖНЫЙ)- 1ипотезв дрейфа материков стала очень никновением°СЛе ВЫхода в свет в 1920 г. книги А. Вегенера «Воз объяснение таким^01* **Океанов* •Она Давала удовлетвори^* Америки и АсЬ Фактам, как совместимость очертаний Ю Америки, А(ЬпЛгИК^ сх°Дотво геологического строения И’ ндостана, Австралии; наличие некоторы
Глава 3- Общие планетарные черты рельефа Земли 39 щих черт в составе ископаемой и современной флоры и фауны раз- ных материков. Однако гипотеза не раскрывала самого механизма крупных горизонтальных перемещении материков, поэтому вско- ре подверглась серьезной критике. В 60-х гг. идеи мобилизма по- лучили дальнейшее развитие в гипотезе новой, глобальной текто- ники, или тектоники плит, высказанной группой американских геологов (Г. Хесс, Р. Диц, К. Ле Питон, Б. Айзеке и др.). Появле- ние ее стало возможным после открытия планетарной системы сре- динно-океанических хребтов. Традиционное представление о происхождении материков и океа- нов в последние годы дополнилось теорией тектоники литосфер- ных плит и механизма конвекционных течений подкорового ве- щества, схематически описанной ниже . Вследствие продолжающейся термогравитационной дифферен- циации магмы тяжелые фракции наращивают металлизированное ядро, а наиболее легкие поднимаются к поверхности1 со скоростью 15-18 см/год. Через 16-18 млн лет восходящий поток мантийного вещества достигает подошвы литосферы. Растекаясь под ней, ман- тийный поток за счет сил вязкого трения создает растягивающие усилия в литосфере, которые приводят к разрыву ее цельности и раздвижению образовавшихся фрагментов в стороны (дивергент- ные границы) (рис. 3.3). В месте подхода восходящих мантийных потоков (плюмов) к по- дошве литосферы образуются рифтовые зоны океанов (срединно- океанические хребты). Вследствие восходящих потоков мантийно- го вещества земная кора разрывается, раздвигает плиты в стороны со скоростью 2-6 см в год. Часть аномально легкой магмы «течет» под океанической литосферой в сторону континентов и также со- действует дрейфу плит, обновлению океанической коры и наращи- ванию континентальной коры. Здесь вещество мантии перераба- тывается в базальтовую кору. При этом океанское дно как бы расползается от оси наращивания. Процесс этот получил название спрединга. В масштабе геологического времени он выглядит непре- рывным, хотя на самом деле проявляется в виде пульсации с ин- тервалом в десятки, сотни или до нескольких тысяч лет. 1 Полагают, что этот процесс близок к завершению, так как «ядерное» вещество Земли на 86 % уже сконцентрировалось в ее ядре, и вулканизм по сравнению с предшествующими геологическими эпохами заметно ослаб. Темне менее, и в наше время из недр Земли на ее поверхность выбрасывается более 6 м лрд т эффузивног вещества в год, а за 4,7 млрд лет развития планеты ее вулканические извержени составляют расчетную массу, очень близкую к массе земной коры.
Рис 3 3. Схема взаимоотношения ли осферных плит (по М. В. Муратову, В. М. Цеислеру)' 1 - водная оболочка; 2-5 - литосфера (2-4 - земная кора; 2 - осадочный слой; 3 - гранитометаморфическии слои; 4 - базальтовый слой); 5-6 - верхняя мантия (5 - надастеносферный слой; 6 - астеносфера); 7 — границы раздела слоев; 8 - разломы; 9 - вулканы; 10 — направления перемещений литосферных плит Со временем горячее и разуплотненное вещество, поднявшееся из низов мантии, остывает, уплотняется и начинает «тонуть». Воз- никает нисходящий ток мантийного вещества, который совместно с восходящим образует конвективную ячейку. В месте, где встре- чаются две нисходящие ветви конвективного потока, литосферные плиты сближаются (конвергентные границы). Края океанических плит (плотность 2,75-3 г/см3), наталкиваясь на более «плавучие» (плотность около 2,5 г/см3), но более мощные континентальные плиты, заглубляются в сейсмических зонах г варицкого-Беньофа под углом около 45° (субдукция). Нередко пре цесс сопровождается складкообразованием по краям континен- тальных плит. Процессу погружения океанской литосферной плиты способствует образование на ее заглубляющемся конце ипйЯНИ6М метамоРфизма на глубине 40-60 км эклогита — пл ющегосН(бВИДН°СТИ базальта« Возникает «тянущая сила погрУ^3 Пои Ли,лока* ’ кот°рая усиливает процесс субдукции. столкновенире/ВУХ континентальных плит происходит их Лобов . товые долины ??ллизия)- Если зоне спрединга соответствуют р темы «островная луВОГ1.ОКеаНа’ ТО 8ОНе сУбл>'кции отвечают окраинаконтин Д^Га глУбоководный желоб» или *акТ ОпусканиеГлУбоководный желоб». rtTly- Нентальной) коп™СЛ°Й(а в переходной зоне частично и к°е$ее и подстилающей нижней литосферы 6
Глс1в<з 3. Общие планетарные черты рельефа Земли 41 вязкую астеносферу с ее более высокой температурой и давлением приводит к активному развитию вулканизма и землетрясений. При этом если в рифтовых зонах извергаются преимущественно базальты, то в зонах погружений вулканы выбрасывают главным образом кремнистые продукты: андезиты, дациты и риолиты, об- разующие кислые лавы, которые наращивают континентальную кору. Важно отметить, что атмосфера и гидросфера также являют- ся продуктами дегазации и дегидратации магмы в процессе разви- тия Земли (рис. 3.4). континент Рис. 3.4. Модель зоны контакта двух сталкивающихся плит (субдукция) Благодаря процессам спрединга и субдукции вся литосфера ока- залась разбитой на небольшое число плит, крупнейшие из которых Евразийская, Индо-Австралийская, Тихоокеанская, Африкан- ская, Американская, Антарктическая. Сами плиты, будучи жест- кими, тектонически спокойны, испытывают смещения, очень сложные по скорости и знаку направленности, поэтому на их гра- ницах, где плиты сталкиваются между собой, возникают мощные тектонические напряжения, находящие выход в высокой сейсмич- ности и активной вулканической деятельности. В связи с этим гра-
— „ИТ определяются не границами материков и оКеаНп ЯИиЫ, сейсмичности; сами же плиты состоят как из мате °®’« «К И из океанической коры. Вместе с тем выделяют искл^°М, ” океанические плиты, состоящие из океанической хоокеанская и плита Наска (и др.). Наряду с крупными п’ Т®’ обосабливаются более мелкие (микроплиты), отвечающИе ным глубоководным океаническим бассейнам (плита Кок0с ТДеЛь' окраинным морям пти частям раздробленных континент0 блоков (рис. 3.5). НТадь«Ых ^//1---III---IV Рис. 3.5. Типы границ и схема расположения основных ли™^р^убдукции /-/// - границы плит: / — оси спрединга (наращивания коры), условные (поглощения коры); /// — скольжения (трансформные Pa3n0M фйлиппинская, границы; малые плиты и микроплиты: 1—Аравийская, 2 — и а 3 — Кокосовая, 4 — Карибская, 5 — Наска, 6 — Южно-Сандв 7 — Индокитайская, 8 — Эгейская, 9 — Анатолийская, 10 — Уа 11 — Ривера, 12 — Китайская, 13 — Охотская Таким образом, основные положения новой глобальн ники заключаются в следующем: 1О1О часть 1) литосфера Земли, включающая кору и самую верхн^ ^од0ч мантии, подстилается более пластичной, менее вязко кой — астеносферой;
аттся не границами мате >иков и океан определяете плиты состоят как из матера чности. с _ Вместе с тем выделяют исключит состоящие из океанической коры, - т Наска (и ДР-)- Наряду с крупными плИг ,Мелкие(микроплиты), отвечающиеотде- океаническим бассейнам (плита Кокос и д ,и частям раздробленных континенталы &—---'— НИ““ТейсмИ яса”*’ океанической Х^иваются более яым глубоководным окраинным морям блоков (рис. 3.5). *—•41 III---------/Г и/3110 3 ^ипы гРаниц и схема расположения основных литосферных т.л границы плит: / — оси спрединга (наращивания коры) II — зонысубдчк- щения к ры), III скольжения (трансформные разломы)'/V—усвоен раниць|, малые плиты и микроплиты: / — Аравийская, 2 — Филиппинская 7 - и окосовая-4 ~ Карибская, 5 — Наска, 6 — Южно-Сандвичева ндокитаиская, 8 ~ Эгейская, 9 — Анатолийская, 10 — Хуандефука 77 —Ривера, 12 — Китайская, /3 —Охотская Гр ники зак п!— основные положения новой глобальной ек 1)ХсГаЮТСЯ В Сле*УюЩем: мантии пппГ ^емли’ включающая кору и самую верхнюю ч кой — аСтеногжЛаеТСЯ ^олее пластичной, менее вязкой < теносферой;
Глава 3. Общие планетарные черты рельефа Зе*А*и 2) литосфера разделена на ограниченное числ ч х (не- сколько тысяч километров в поперечнике) и срг'лнег . .(С ло 1000 км) относительно жестких и монолитных плит: 3) литосферные плиты перемещаются одна отчо-. гтельне др\ гой в горизонтальном направлении; характер таких *реме: ний может быть трояким: а) раздвиг (спрединг) с запо." гением зующегося зияния новой корой океанически. типа: Ч по иг (субдукция) океанской плиты под континентальную или окет . ческую с возникновением над зоной субдукции вулканической дуги или окраинно-континентального вуткано-п. у гокич* ‘кого пояса; в) скольжение одной плиты относительно другой по верти- кальной плоскости так называемых трансформных разломен. по- перечных к осям срединных хребтов; 4) перемещение литосферных плит по поверхности ютеносферы подчиняется теореме Эйлера, гласящей, что перемещение сопря- женных точек на сфере происходит вдоль окружностей, проведен- ных относительно оси, проходящей через центр Земли: места вы- хода оси на поверхность получили название полюсов вращения, или раскрытия; 5) в масштабе планеты в целом спрединг автоматически компен- сируется субдукцией, т. е. сколько за данный промежуток времени рождается новой океанической коры, столько же более древней океанической коры поглощается в зонах субдукции. благодаря чему объем Земли остается неизменным; 6) перемещение литосферных плит происходит под действием конвективных течений в мантии, включая астеносферу. Под осями раздвига срединных хребтов образуются восходящие течения, ко- торые превращаются в горизонтальные на периферии хребтов и в нисходящие в зонах субдукции на окраинах океанов. Конвек- ция обусловлена накоплением тепла в недрах Земли вследствие его выделения при распаде естественно-радиоактивных эл еме и изотопов. Новые геологические материалы о наличии вертикальных токов (струй) расплавленного вещества, поднимающихся от гран нц с. о ядра и мантии к земной поверхности, легли в основу вой, так называемой «плюмовой» тектоники, или .vb’rGM пл*о мов. Она опирается на представления о внутренней (эндоген o.i) энергии, сосредоточенной в нижних горизонтах ма i и нем жидком ядре планеты, запасы которой практ ичесм н< мс ер емы. Высокоэнергетические струи (плюмы) пронизывают мантнк-
„ „„токов в земную кору, определяя темСа, и устремляю^ в виде матяческой деятельности Ч все особенности^тект с] ы даже считать, приверженцы плюмо в всех фИзико-хИМИЧеских * но этот эн5ТбХческих процессов в теле планеты. разовании и геоло тектоники плит есть слабые места. ПоМН(. ВТм PyZ> материалы глубоководного бурения в Атланту. ЯИм и индийском океанах исключают возможность в последу ^0 млн лет крупных горизонтальных перемещении континент и Формирование в океанах новой литосферы, смещения ее от рИфго. вда зон и последующего опускания под краевые зоны материков. Еще сравнительно недавно строение литосферы и земной коры не вызывало сомнений. Считалось, что литосфера залегает на астено- сфере — пластичном слое, который охватывает весь земной шар. Однако последние исследования, в том числе и результаты глубоко- го бурения, показывают, что слой астеносферы не является сплош- ным. Ученые склоняются к мысли о том, что крупнейшие структу- ры Земли — молодые складчатые пояса, срединные океанические хребты и древние платформы — своими корнями как бы уходят в большие глубины. Если же признать дискретность слоя астенос- феры, то следует отвергнуть и представления о конвективных ячей- ках и структуре перемещения блоков земной коры, которые отра- жены в классических моделях тектоники плит. П. Н. Кропоткин, например, считает, что правильнее говорить о вынужденной кон- векции, которая связана с перемещением вещества в мантии Земли под действием попеременного увеличения и уменьшения объема земли. Достаточно трудно, если не невозможно, применить гипотезу ктоники плит к континентам, сложенным очень древними поро' тургор НеоднокРатными проявлениями геосинклинальных про «тектонгГ^ВИТИЯ’ П°ЭТОМУ едва ли есть основания говорить, что а не гипотезой ивВЕЯХТСЯ ” истории геотектоники теорий, ке гипотезы * ^аин» А. Е. Михайлов). Скорее правы в °п концепция поЛТ°НИКИ Плит автоРы, считающие, что «изложения тектонической т**6 МОжет пРетендовать на роль универсальной ге гие важные вопо е°РИИ’ ПосколькУ не в состоянии объяснить мн виков. Г. п. ПоповаР1986)ИЯ 3еМНОЙ КОРЫ>> (в- в- ЕРШОВ’А*А'
Глава 4 ГеотЕктура материков Континенты (материки) гигантских размеров гетерогенные области литосферы, которые приподняты в мегарельефе Земли, имеют в составе коры мощный гранитно-метаморфический слой, отличаются от океанических областей характером тектогенеза, со- стоят из разнородных тектонических элементов: континентальных платформ, геосинклиналей, нахо (ящихся на инверсионном этапе развития, и коитинентальпых рифтов. Наличие континентальной земной коры одна из основных отличительных черт материков как планетарных геотектур. Кон- тинентальная (материковая) земная кора характеризуется боль- шой мощностью — в среднем 10 км. местами достигая 75 км. Она состоит из трех слоев. Сверху залегает осадочный слой^ образован- ный осадочными породами различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля (на щитах) до 25 км (в глубоких впадинах, например Прикаспий- ской). Ниже залегает «гранитный* (гранитно метаморфический) слой, состоящий главным образом из кислых пород, по составу близких к граниту. Наибольшая мощноеть гранитного слоя отме- чается под молодыми высокими горами, где она достигает 30 км и более. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя уменьшается до 15 20 км. Под гранитным слоем залегает третий — «базальтовый* — мощностью 10-30 км. Сей- смические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных условиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Он сложен сильно метаморфи- зованными породами преимущественно основного состава, поэто- му его еще называют гранулито базитовым. Следует отметить, что названия последних двух слоев условные: по некоторым физическим свойствам (прежде всего по скорости прохождения сейсмических волн) породы данных слоев близки к гРаниту и базальту. Однако бурение сверхглубоких скважин по- зволило установить иные причины скачков скоростей продольных сейсмических волн. Так, сверхглубокая скважина на Кольском полуострове показала, что «базальтовый* слой здесь отсутствует
_ рраницы скачка изменился „пных пород ни волн объясНяется гидрогев „ий с°стаВ Г пости прох°жд на большой глубине. С^о.«сКаЧТнеииеМ континенты представляют со. Х«РазуВЛ веском ^^““ла планеты, возвышающиеся над В лорФ0^ няТия мегаре в среднем на 875 м. ”кХ«““т“ ““ вовными признаками. повсеместНо присутствует «гРа- 1) в составе земной кор случаЯх имеются участки с су- витный. слой, лишь вод иЛИ с ПОЛным выклиниванием («6а- щественным его сокращ в пределах континентальных зальтовые окна».). В связи с массивов литосферы выделяется кора континентального или про- межуточного типа. Литосфера под континентами имеет толщину от 150 до 400 км (рис. 4.1); 1 _ (по м- В. Муратову вРмМ|аТеРИКОВ И океанов 4 - ба^°ДЫ; 2'°Садочные породы М’ ЦейслеРУ)‘ е - участки м°ВЫЙ СЛОЙ; 5 ~ мантия Земли?мНИТОМеТамОрФический слой; мантии. сложен ТИИ> Сложеннь,е породами поп поверхность Мохоровичича); ные породами понижение - Овышенной плотности; 7 — участки ~ вулканический комиг- И плотности; д — глубинные разломы, КОнус и магматический канал верхняя мантии 3Гконти^енВНУЮ астеносфергОВ ИМе<!Т ‘₽еДУ«иРованную», не ка« основным, так и кислым ТИзм» который проявляется на кон
тинентах и в зонах глубоких разломов, уходящих в мантию, по своему составу отличается от основного магматизма океанов. Континентальная литосфера сформировалась за счет геосинкли- нальных процессов, которые и привели к образованию мощного гранитно-метаморфического слоя. В составе литосферы континен- тов в связи с этим можно выделить области разновозрастной склад- чатости: от карельской до альпийской. Те области, где складчатые процессы завершились давно, представляют собой платформы, а молодые складчатые области (мезозойские и кайнозойские) яв- ляются современными горными странами. По структуре материки — сложные гетерогенные тела (от греч. heterogenes — разнородный), сформировавшиеся в течение дли- тельной эволюции литосферы и ее верхней части — земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных стадий образования материков находят отражение в их тектоническом и гео- логическом строении. В пределах материков выделяются относи- тельно устойчивые области, получившие название платформ, и гор- но-складчатые (геосинклинальные пояса), обладающие большой тектонической подвижностью (мобильностью). Неоднородность строения и развития платформ и мобильных поясов определяет различие их рельефа и позволяет выделить в пределах материков два основных типа геотектур первого порядка — платформенные и геосинклинальные. При более детальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и эпигеосинклинальные области ока- зываются далеко не однородными по геологическому строению, развитию, возрасту и тектонической активности. Данная неодно- родность находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разного порядка. Крупнейшими геотектурами первого порядка в пределах мате- риков являются древние платформы и геосинклинальные пояса (см. табл. 3.1). Древние платформы в тектоническом плане представляют собой наиболее древние ядра консолидации современных материков, к ко- торым доращивались более молодые участки суши в результате закрытия геосинклинальных поясов (рис. 4.2). Это наиболее устой- чивые области земной коры, охваченные колебательными движе- ниями малого размаха и малой скорости. Средняя скорость новей- ших тектонических движений на платформах — 0,07-0,25 мм в год (в складчатых областях — 1—3 мм в год). Выделяют 10 крупных (основных) древних платформ (см. рис. 4.2) и Ряд более мелких фрагментов (Таримская, Индо-Синийская и др.).
;ев«й,? Вструктур«ом отношении все древние платфор гив Верхний ярус - платформенный чеход _ _С(*То Хочных горных пород, накопившихся в течение . свидетельствует о небольшом размахе колебательны* ^Роа?* зывавших трансгрессии мелководных морей, сменявв ДВ1”К| рессиями морей. Нижний ярус — кристаллически' ХСя' состоит из гранито-метаморфических пород: гнейс них сланцев и т. д., представляющих собой прод °8’ К₽Ис'галл складчатостей, которые завершились более 1,5 мл УКТЫ ДРевце Таким образом, все древние платформы имеют^ Назад фундамент архей-протерозойского возраста КРИСТ!>ЛлИче завершилось в докембрийское время Осадой ’ °-° <J>opMHp0RC'tl,i’ форм (при благоприятном тектоническом режим Же Че*°* пТ* напаиваться и в настоящее время Режиме) прОд njiat. к я В т I 1 Рис. 4.2. Древние платформы (/) и геоси_ чнО.ЕВропеиска _ Платформы: 1 - Североамериканская, 2 л^пмкано-АРабИИСК L ка*- 3 - Сибирская, 4 — Южноамериканская, 5 __ днтар^н я 6 — Индостанская, 7, 8 — Китайская, 9 — Геосинклинальные пояса: 1 — Палеоатлантически ( 2 —УРап0 ^°Н бласТИ'’ Аппалачская, Грампианская геосинклинальные области), инаЛьные о (2а-2б — Урало-Тянь-Шаньская и Монголо-Охотская геос хоЯцо-ЧУк°ТАЛастИ 3 — Средиземноморский; 4 — Тихоокеанский (4а-4г — р^альн^6 0 Восточно-Австралийская; Кордильерская, Андийская геоси
Глава 4 Гсотектурз мшериков_____________________________49 В рельефе древним платформам соответствуют крупнейшие рав- нины, (включая отдельные внутриплатформенные горные страны). В зависимости от глубины залегания кристаллического фундамента в пределах платформ выделяются следующие крупнейшие струк- турные единицы (геотектуры второго порядка): щиты и плиты. Щиты — участки выхода на поверхность кристаллических по- род. Их называют фундаментом, складчатым основанием или цо- колем платформ. Осадочные образования в пределах щитов встре- чаются на небольших изолированных участках и имеют весьма скромные мощности. Для щитов характерно преобладающее в ходе геологического времени поднятие (лишь на короткое время неко- торые могли покрываться морем, оставившим мелководные осад- ки небольшой мощности), господство континентальных условий развития и образование длительно развивающихся поверхностей континентального выравнивания. Плиты — участки, где породы фундамента погружены на глу- бину и перекрыты осадочным чехлом, сложенным относительно спокойно залегающими осадочными горными породами. Для плит характерно сплошное развитие осадочного чехла, мощность кото- рого достигает 2-4 км (Прикапийская низменность — более 12 км), что свидетельствует о длительном и устойчивом тектоническом погружении. Крупнейшими щитами в пределах древних платформ являются: Канадский (Северо-Американская платформа), Балтийский и Укра инский (Восточно-Европейская платформа), Алданский и Анабарс- кий (Сибирская платформа), Западно и Восточно-Бразильский (Южно-Американская платформа), Севера-, Западно- и Централь- но-Австралийский (Австралийская платформа) и др. Среди плит можно назвать Севере-Американскую, Русскую и др. В рельефе щитам соответствуют возвышенности и плоскогорья, вулканические плато, местами на щитах сохранились так называе- мые остаточные (останцевые) горы древних складчатых сооруже- ний, а плитам — равнины и низменности. Поскольку поверхность кристаллического фундамента очень неровная, глубина его залегания существенно варьирует: в одних случаях он образует выступы и залегает вблизи от поверхности, в Других — погружается на значительную глубину, тем самым варьируя мощность перекрывающего его осадочного чехла. В за- висимости от этого в пределах плит древних платформ выделяют геотектуры третьего порядка: антеклизы и синеклизы.
Днтеклизы , _ „рунные ‘ ,ЮД1,ЯТИЯ изоМетр Днтеклизы к* / т пиан. 60 тыс. км-, а углы па „<> й формы. Их площаД - ,.|lii;ivcii. Мощность осадочного ч^?*”1 “Наиболее приподнятые участки ан текли;,, где фундаМент т бенноприближен к поверхности, выделяются в качествеМас выступов. В Беларуси всю центральнук- и западную часть стРавы занимает Белорусская антеклиза в пределах которой выдаляю.г Пентралъно-Белорусскии массив (наиболее возвышенная часть фундамента) и ряд выступов (Баоовнянскии и др.). Синеклизы (от греч. sin — вместе, enkhsis — наклонение) - об. ширные и пологие депрессии изометричной формы и значительной площади (Амазонская синеклиза имеет площадь более 7 млн км2), глубиной от 2 до 10 км и более, с пологими (в доли градуса) падаю- щими к центру крыльями. Встречаются чаще на плитах ( Мос ков екая, Балтийская). Обычно синеклизы развиваются длительное время — в течение нескольких эр — и заполняются осадочными и вулканогенно-осадочными толщами. Синеклизы, у которых ложе интенсивно погружается по разрывам и развитие сопровож- дается интенсивным вулканизмом и накоплением осадочно-магма- тической формации с преобладанием базальтовых покровов (трап- пов), называются амфиклизами. Антеклизы и синеклизы являются крупнейшими изометричес- кими или эллипсовидными структурами, часто объединяющимися в единую область, группу сводов или впадин, крупных горстов или крупных грабенов. Они выражены во всех горизонтах пород чехла до самого фундамента и отличаются большой длительностью фор- мирования. К континентальным тектоническим структурам четвертого поря ка относятся прогибы, своды, валы, впадины и седловины. роги ы линейные депрессии литосферы с соотношением тепмим^гт^нРнп6 б°лее 3-1. К платформенным структурам данный прогибы^*(М\еПЯе СЯ редко (Ирипятскии, Днепровско Донецкий окраин Гкпя ЫЧН0 им обозначаются депрессии платформенных S - Т Ые ПР0ГИбы) и синклинальных областей 100 000 км2 г ГТИЯ 0КРГЛ0Й Ф°РМЫ площадью от 10 тыс. км2 Д° лами падения ^плитудой поднятия в несколько сотен метров и у мощностью чехла^п6^?166 1 И ХаРактеРизу ющиеся сокращенной разломами (наппим ° км^* ^асто своды ограничены крупным Р мер, Ставропольский, Башкирский, Центрально-
Глава 4 Геотектура материков 51 Каракумский). В процессе своего развития своды испытывают за- медленное, но устойчивое прогибание. Впадины — депрессии изометричной формы с соотношением длинной и короткой осей менее 3:1. Площадь их — от 10 000 до 60 000 км2(например, Оршанская, Подляско-Брестская др.). В своем развитии впадины испытали устойчивые нисходящие движения. В качестве структур сочленения выделяют седловины, перемыч ки и перетяжки и др. Они, как правило, разделяют (сочленяют) названные выше структуры. В отличие от других тектонических структур говорить о них как о положительных либо отрицатель- ных можно только по отношению к тем объектам, которые они раз- деляют (сочленяют). Например, Полесская седловина по отноше- нию к Подляско-Брестской впадине и Припятскому прогибу, которые она сочленяет, является положительной, но по отноше- нию к Белорусской антеклизе и Украинскому щиту, между кото- рыми она находится, — она отрицательная. По отношению к перечисленным геотектурам современный рель- еф может представляться унаследованным и обращенным. Причем чем крупнее ранг тектонической структуры, тем отчетливее про- является унаследованность рельефа. Крупным положительным тектоническим структурам в рельефе дневной поверхности соот- ветствуют положительные орографические образования (возвы- шенности, плато, плоскогорья), а отрицательным — отрицатель- ные (низменности, котловины и т. д.). Однако достаточно широко распространены и обращенные формы рельефа (рис. 4.3), когда антиклинальной складке соответствует эрозионное понижение, а синклинальной складке — возвышен- ность. Предполагается, что чем мельче тектоническая структур- ная единица, тем больше усложняется строение структур более высокого ранга, чаще вероятность отдельных форм рельефа быть обращенными. Причем поскольку тектонические структуры ма- лого ранга усложняют строение структур более высокого уровня, одна и та же форма рельефа по отношению тектонической струк- туре низкого ранга может быть обращенной, но по отношению к структуре более высокой иерархии — унаследованной (и нао- борот). Унаследованность рельефа часто определяется плотностью по- род, т. е. ядра антиклиналей сложены плотными породами, а ядра синклиналей — мягкими. При этом первичная форма складок мо- Жет нарушаться процессами денудации.
Рис. 4.3. Унаследованность и обращенность рельефа по отношению к дочетвертичной поверхности а__герцинские складки (Западные Саяны); б — альпийские складки (Керченский полуостров, Крым); антиклинали (/ ) и синклинали (2), прямо выраженные в рельефе антиклинали (3) и синклинали (4) с обращенным рельефом Развитие обращенного рельефа, особенно на антиклиналях, по- мимо плотности пород может быть вызвано повышенной их трещи- новатостью в сводовых частях складок и вследствие этого более интенсивным разрушением. На древних деформациях в зависимости от вещественного соста- ва пород рельеф может иметь промежуточный характер: крепкие или плотные породы, слагающие ядра или крылья складок в рель- ефе будут давать возвышенности, а мягкие — понижения. Особую группу структур, развитых в пределах платформ, со- ставляют эпиплатформенные орогенные пояса (или активизиро ванные области платформ), краевые прогибы и континен' ные рифты. сами ПЛатФ°Рменнь1е орогенные пояса являются подвижными поя хапактр^НИК1иИМИ На длительно развивающихся платформах. я сокогорньщК>ТСЯ абсолютным преобладанием поднятий, средне ив ностьювты РгеЛЬеФ°м» сводово-глыбовой структурой и протя в предел^ЧИ КилометР°в при ширине в сотни километров мя типами: пепи^н* ПЛатФ°Рм Данные пояса представлен^ тонные. Геосинклинальные, периокеанические, ин
Глава 4 Гео тс,мура матео> 53 Перигеосинклиналън ыс ороген мыс пояса лежат на границах платформ с геосинклиналями. И\ образование обусловлено захва- том окраин платформ орогенезом в геосинклиналях. К числу пери- геосинклинальных орогенов относятся, например, Восточные от- роги Скалистых гор С Hi \. Анти- Атлас в Африке. Эпиплатформенные пояса периокепнического типа распола- гаются на границе платформ с океаническими областями. На- пример, Аравийско-Африканский пояс вдоль Индоокеанского побережья Африки, Зана <цые и Восточные Гаты — на Индостан- ском полуострове. Бразильское и Гвианское нагорья — в Южной Америке. Интракратонные эпиплатформенные орогенные пояса нахо- дятся внутри платформ (например, нагорья Ахаггар и Тибести в Африке). Краевые прогибы (передовые прогибы) — кру иные сложно пост- роенные депрессии, расположенные на окраинах платформ в зонах их сочленения с геосинклиналями (с незначительным захватом геосинклинальных окраин) и возникающие в период орогенных процессов в геосинклиналях либо в результате коллизии — лобо- вого столкновения континентальных литоефс рных плит. Краевые прогибы почти целиком располагаются на окраинах платформ (перикратонах), занимая лишь узкие зоны окраин, при- мыкающих к геосинклин а л ям. Краевые прогибы отличаются следующими признаками: 1) весьма протяженные (сотни и тысячи километров), сравни- тельно узкие (от нескольких десятков до 100 км) и очень глубокие (до 10 км и более) депрессии: 2) асимметричное строение— имеют очень пологие внешние (платформенные) и крутые внутренние крылья: крутизна первых составляет доли и первые единицы градусов, вторых — десятки градусов до запрокину того залегания (подворота); 3) относительная выдержанность состава и мощности пород по простиранию и изменчивости — в к реет простирания прогиба: мощности пород сокращаются в сторону платформы и в этом же направлении грубообломочные породы сменяются тонкообломоч- ными. Внутреннее строение краевых прогибов достаточно сложное. Наи- более крупными их э гементами являются впадины, депрессии, иногда разделенные поперечными выступами фундамента. В релье- фе им соответствуют впадины и низменности: Нндо-Гангская, Пре Даппалачская и др.
lhHbte рифты (рифт от англ, rift — щель Континенталънъ Р геотектур (структуру W лом)явля^сяПределах платформ, усложняющих с тов земной к°Ры)^ Ров, так и плит. Рифтовые зоны отлиЧаК)^ ное строение * стыо земной коры, высокой сейсмичЛ* повышенной под небоЛьшой ширине они вытянув, „ тью и ’>’лкав„ ‘ сячи километров. Зарождение рифтов начи 8 многие сотни го растяжекия земной коры под вЛИЯНИем тЯ С Г движений в мантии (мантийных плюмов), котоРая, ХдпяяТь в земную кору, приподнимает, дробит и частично Пе_ бят, вает ее. Осью рифтовой зоны является узкая тектоничес- каячвпадина - грабен (от нем. graben - ров). При поступательном рифтогенезе в своем развитии рифт проис- ходит последовательный ряд стадий: внутриконтинентальный (Вос точно-Африканская система разломов) —> межконтиненталь- ный (Красноморский. Аденский и Калифорнийский) —> срединно- океанический (рис. 4.4). Рифтовые зоны на материках — области деградации континен- тальной коры, ее перерождения в кору океаническую. Рифтогенез в настоящее время геологи-тектонисты рассматривают в качестве одного из важнейших процессов развития земной коры, сравнимо- го по своему значению с геосинклинальным процессом. Рифты, играющие столь важную роль в структуре земной коры, различаются по возрасту. Древние рифтовые зоны платформ, раз- вивавшиеся на протяжении очень длительного времени — от ри- фея до кайнозоя — называют авлакогенами (от греч. aulax — бо- розда, genes — рождающий). На Русской платформе крупнейшим авлакогеном является Припятско-Днепровско-Донецкий, зало- женный в рифее, но окончательное обособление которого, сопро- вождавшееся глубинными разломами кристаллического фунда- нта, произошло в девоне, а его восточная окраина в конце палеозоя даже подвергалась складкообразованию. Этот и подобные е в ше «борозды» земной коры (Сарматско-Туранскийрифт в теле древней Восточно-Европейской платформы и др.) давн0 прекратили свое развитие и сглажены — заполнены осадочными отложениями. жош.т Ременные континентальные рифтовые системы были зало система^ чН°ЗОе ИХ числе — Восточно-Африканская ри< Байкальск ападной Европе — Верхнерейнский грабен, в России
Рис. 4.4. Зарождение (а) и развитие (б) континентального рифта, его переход в межконтинентальный (в), начало (г) и развитие (д) спрединга (по В. Е. Хайну): 1 — континентальная кора, 2 — кора «переходного» типа (утоненная и переработанная континентальная), 3 — океаническая кора (вверху — слой осадков), 4 — разогретая и разуплотненная мантия, 5 — континентальные осадки, 6 _ эвапориты, 7 — мелководные морские осадки, 8 — щелочные вулканиты, 9 _ толеитовые базальты, 10 — нормальная мантия, 11 — вулканы Геосинклинальные пояса —мобильные пояса литосферы, в кото* рых в течение тектонического цикла последовательно проявляются вначале силы растяжения и прогибания, затем наблюдается инвер- сия тектонического режима с образованием горноскладчатых облас- тей, происходит накопление и дислокация, метаморфизм и грани- тизация осадочных пород и преобразование геосинклинальных областей в платформенные, а океанических — в континентальные, т. е. конструктивный тектогенез. В соответствии с тектоническим режимом развития геосинклинали отличаются огромной мощнос- тью накопленных осадочно-вулканогенных пород, магматизмом, региональным метаморфизмом и сейсмической активностью. Геосинклинальные пояса обладают следующими признаками. 1) имеют колоссальные размеры — многие тысячи километров в пину и многие сотни и тысячи километров в ширину,
„оедетамяют собой прямолинейные, Дугообр 2)пофо| M«"^"VKTVpbJ (например, прямолинейным я или кольцевые к. • ч кнй аоЯс, дугообразным — уп Сч Средиземномо^о" _ Тих()рК(,анский). М°ЛХ«ают повышенной проницаемостью литосферы ДЛя !ХИННОГО тепла, магматических расплавов и других ф нов магматизм сопровождает все стадии развития геосинкЛИВа. гей на их территории расположена основная масса интрузиву и эффхзивных тел, 4) морфотектонической выра ценностью. на первом этапе разви- тия геосинклинали представлены морскими впадинами, на вто- ром, зак лючительном этапе континентальными высокогорными складчатыми областями и плитами; 5)специфическими «геосинклинальными» формациями; 6) резкими изменениями мощности осадочных пород вкрест про- стирания геосинклинали и колоссальной суммарной мощностью (иногда достигают 20-25 км); 7) процессами дислокации, метаморфизма и гранитизации оса- дочных пород, т. е. процессами их преобразования в консолидиро- ванные толщи, способные со временем составить кристаллический фундамент платформ. Для геосинклинальных поясов характерны большие градиенты скоростей вертикальных движений земной коры и большой их раз- мах (амплитуда), причем такие движения носят резко дифферен- цированный характер — одни зоны испытывают восходящие дви- жения, асоседние — нисходящие, т. е. смежные зоны, разделенные разломами, движутся во встречных направлениях (глыбово-вол- новые движения). Развитие геосинклинальных поясов проходит в несколько стадий. В начальной стадии (океанической) геосинклинальный пояс представляет собой единый покрытый глубоким морем широкий прогиб. Для данной стадии характерно опускание земной коры и накопление в прогибах мощных терригенных глинистых и пес но глинистых осадков, а также вулканических пород основного состава. * лол Стадия (3Релая, или предорогенная) характеризуется про нически^ИМСЯ пР°гн^анпем, накапливается толща осадочно-вулка тектониш^ОР°Д Мощностью 8-15 км, происходит дифференциал наподнятцКИХ Движенпй- Геосинклинальная область разделяете я и прогибы, ограниченные крупными разломами, оор
Гласа 4 Геотектура материков __ ---—.... ........... ....—---------------------------- з/ зуются островные дут и, между которыми на месте впадин распола- гаются моря и проливы. I» прогибы вовлекаются смежные части платформы, с >и начинают минаться в складки. Магматизм про- является в излияниях лав более кислого состава. Образуются пер- вые интрузивные гранитоиды, начинается формирование континен- тальной земной коры. В третьей стадии (раннеорогенной) общее прогибание геосинк- линали сменяется поднятием. Продолжается интенсивное склад- кообразование, постепенно поднятие охватывает почти всю геосин- клинальную область, и она осушается, исключение составляют периферические части геосинклинали, где образуются так называ- емые передовые (краевые) и межгорные прогибы. Четвертая стадия (позднеорогенная) характеризуется значи- тельным усилением восходящих тектонических движений земной коры и крупным сводовым поднятием всех собранных в складки горных пород, образованием хребтов, ускорением погружения пе- редовых и межгорных прогибов, происходит оживление или ново- образование разломов и проявление наземного вулканизма. Гео- синклинальный пояс завершает свой цикл развития превращением в сложную горно-складчатую область — эпигеосинклинальный орогенный, пояс. С прекращением процессов вздымания высокие горы медленно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равни- на — пенеплен — с выходом на поверхность «геосинклинальных корней» в виде глубоко метаморфизованных кристаллических по- род. Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утол- щается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклинальный пояс переходит в иной качественный блок земной коры — молодую платформу, т. е. пос- ле процессов метаморфизма, гранитизации, дислокации, орогене- за и денудации пород геосинклинальный пояс преобразуется в кон- солидированное складчатое основание будущей платформы. Выровненные жесткие глыбы испытывали впоследствии мед- ленные поднятия или опускания. В периоды опусканий на их по- верхности в результате трансгрессий отлагались толщи осадочных пород, — так на складчатом основании молодой платформы фор- мируется осадочный чехол. Примером современного геосинклинального пояса на стадии за- крытия может служить бывший океан Тетис. В его состав входят морские впадины Средиземного, Черного и южной части Каспий- ского моря с окружающими их сложно построенными кайнозой-
Раздел 2 ЭндогенНЬ|)- ” ,ми горными странами. Современный вул_ сними ск^Хмичность указывают на продолжающую, и активная с«“ ‘ х движении. W ностьтектони4^ нальНых поясов> находящ на Среди геосинкл * настоящее время кроме Средиземномо,*?* стадиях развити , _ Тихоокеанский, Атлантический L'. ° вМеЛЯпТуТло-Монгольский (древний закрывшийся). Онира^ латаются вюЖДУ Дрнвними платформами или на их границе е 01£ пиирскими областями. ТО образом, анализ развития геосинклинальных поясов Оо. называет, что геотектурами второго порядка на материках в пре- делах геосинклинальных поясов являются горно-складчатые об- ласти (орогены) и молодые платформы. Горно-складчатые области. Погеодинамическим условиям фор- мирования с позиции тектоники литосферных плит орогены делятся на коллизионные и субдукционные. Первые являются результатом деформации земной, коры вызванной столкновением (коллизией) континентальных литосферных плит (Гималаи, Альпы, Кавказ). Вторые образуются в результате субдукции океанических плит под континенты или островные дуги (Анды, Кордильеры). II те и другие представляют сложный комплекс складок горных пород и разделяю- щих их не менее сложных долин, впадин и котловин — антиклино- риев и синклинориев, т. е. геотектур третьего порядка. Примером могут служить антиклинории Главного хребта Большого Кавказа. Еще более крупные поднятия, состоящие из нескольких антиклино- риев и синклинориев, мегантиклинории, представленные в рель- ефе горными странами (Большой Кавказ, Альпы, Гималаи). Еще одной крупной тектонической структурой, достаточно ши- нктр°гПРеДСТаВЛеНН°й всклаДчатых областях, являются централь- ные (срединные) массивы. копыcvfinno^ массивы устойчивые складчато-глыбовые блоки Дации) Ппрп Орменноготи,1а (обломки областей ранней консоли- суши раеп1л °ЛаГаЮТ’ ЧТ0 ЭТ0 масо“»« б°^е древней складчатой и вовлеченные а8У1Иеся 8 пределах п осинклина льного бассейн 1 линальной области^00 ПОДНЯТИе’ Расп°ложенные внутри геосинк представляютРсобоН''НЫМ Массивам соответствуют нагорья, которы с системой хребтов*Достаточно высоко приподнятые территории- Рельефа. Таковы И Н° С° значительно меньшей расчлененное**’ НаГ°Рье Малой ДзИ“°е нагорье, нагорье Тибет (южная часть*
Глава 4. Геотектура материков 59 Некоторые нагорья в недавнем прошлом испытали интенсивный вулканизм (Армянское и др.). В ряде случаев срединные массивы заключены между антиклинориями, в таком случае они представ- лены внутренними плато и плоскогорьями. Такого рода структу- ры широко представлены между Скалистыми и Каскадными гора- ми на западе США (плоскогорье Юкон, плато Колорадо), между Западной и Восточной Кордильерой Южной Америки (высокогор- ная ПунаАльтиплано). В случае активного эксплозивного вулка- низма и заполнения лавами отрицательных форм предшествую- щего рельефа на месте таких срединных массивов формировались лавовые (трапповые) плато (Колумбийское плато более 500 тыс. км2 высотой от 400 до 1800 м, плато Фрейзер, Снейк, Южная часть Мексиканского нагорья). Излияния лав начались здесь в олигоце- не (поздний палеоген) и продолжались с перерывами в течение 15 млн лет вплоть до плейстоцена. Неотъемлемым элементом мегарельефа горных орогенов, обра- зующих сложную систему синклинориев, являются межгорные котловины и впадины (Куринская, Колхидская, Рионская, Сред- не-Дунайская и др.). Они отвечают наиболее опущенным частям складчатого пояса, располагаются на несколько тысяч метров ниже окружающих их гор и обычно заполнены мощной толщей рыхлых отложений пролювиального, аллювиального или флюви- огляциального происхождения. Еще одним элементом геотектур горных сооружений особенно альпийского тектогенеза являются предгорные краевые прогибы, представляющие собой участки соседних платформ, втянутые в зону геосинклинального тектогенеза и испытавшие значитель- ное прогибание. В современном рельефе они выражены предгор- ными аккумулятивными равнинами (Месопотамская, Индо- Гангская, Кубанская, Терская, Поданская низменности и др.). Поскольку краевые прогибы почти целиком располагаются на окраинах платформ (перикратонах) и захватывают лишь узкие зоны внутренних окраин, примыкающих к геосинклиналям, их более подробная характеристика дана при рассмотрении геотек- ТУР древних платформ. Молодые платформы (плиты) Образуются в условиях активной Денудации орогенных поясов в условиях последующих нисходя- щих тектонических движений с трансгрессий морей. В результате складчатое основание (корни гор) перекрывалось толщами оса- дочных пород (так на складчатом основании молодой платформы Формируется осадочный чехол).
Раздел 2 Эндогенный морф^ я____________ ' ' пзатформам молодые также имеют двуХс Подобно древн«я таллический (складчатый) фунда* ное строение. льно моложе - палеозойского в0зр' лких пла^“эпохи тектогенеза, в которую сформировался и, Б хавиенмости О й . ,ндамент. их называют эпипалеозойских крнсталличе jnu нские)(от греч. epi - после, над). В релье. ,”,U ютветствз ют равнины, низменности, реже - плоскогорЬа. «Хя и Скифская плиты. Западно Сибирская, ПРимексикан. и Приатлантическая низменности. Патагонскаяравнина. Казахский мелкосопочник и др. Поскольку молодые платформы имеют такое же строение, как и древние, обладают сходным тектоническим режимом, для них ха- рактерен и сходный набор геотектур: синеклизы; антеклизы; крае в прогибы, впадины, седловины, континентальные рифты и др. Однако в силу того, что молодые платформы располагаются, как пра вило, на периферийных окраинах древних платформ и обрамляются геосинклиналями, здесь наиболее широко представлены краевые (передовые) прогибы, образование которых связано с орогенными процессами в геосинклиналях либо с проявлением коллизии — лобо- вого столкновения континентальных литосферных плит. Кроме того, в связи с интенсивными процессами складкообразо- вания, которые в фанерозое (и особенно в неогене) имели глобаль- ный характер на молодых эпипалеозойских платформах (в отличие 5о. е уст ичивых докембрийских платформ, сохранявших ста гость), более широкий размах получили эпиплатформенные орогенные пояса. Ряд крупных регионов эпипалеозойских плат- форм испытывал серьезную перестройку, выразившуюся в общем Л°ВОМ поднятии древних пенепленизированных складчатых ениХеНИИ^ГЛУбОКИХ разломах и крупных вертикальных переме тениях глыб одна относительно другой. к^ск^Т втоРичного эпиплатформенного орогенеза возни- кий пример _^^,глыбо^Ь1е гоРы (возрожденные горы). Классичес- Рождение горного Аппалачи» Уральские горы, где воз- орогенеза. С горнк ₽ ЛЬе(^а Пр°изошло во время альпийского эпиплатформенном1 И СИСтемамами сбросового типа при вторичном клинориев и грабен °Р°генезе связывают образование горст-инти Цинскиесистемы с^иНклиноРиев’ Примером могут служить гер- На> и горсты — гггл И Европы, в частности грабен долины РеИ ШваРЦваЛьд и Вогезы.
Глава 5 Рельеф океанических впадин В морфологическом отношении океаны представляют собой огромные впадины на поверхности планеты и в отличие от матери- ков являются областями преобладающей аккумуляции материала. Они состоят из гигантских блоков литосферы небольшой мощнос- ти (10—20 км), которые не имеют гранитно-метаморфического слоя (он замещается «вторым» «вулканогенно-осадочным»). Грани- ца океанов и континентов обычно выражается в виде крупнейших сверхглубинных разломов, уходящих в недра Земли на глубину до 400-700 км. Океанические области литосферы делятся на древние и молодые. Древним является Тихий океан, молодыми — Атлантический, Ин- дийский и Ледовитый. Тихии океан существует, как минимум, с ри- фея, когда образовался Тихоокеанский геосинклинальный пояс. К числу древних ныне не существующих океанов можно отнести гео- синклинальные пояса: Урало-Монгольский, Северо-Атлантический, Средиземноморский и Арктический. На их территории имеются об- ласти байкальской, каледонской и герцинской складчатостей. Отличительные черты океанов следующие. 1. Океаны представляют собой области литосферы с различными комбинациями коры океанического типа, состоящей из осадочно- го и базальтового слоев, что дало основание выделить океаничес- кую кору в качестве самостоятельного типа. Литосфера океанов в среднем в 10 раз тоньше континентальной и намного ее моложе. Следует отметить, что базальтовый слой на материках и океани- ческих днищах принципиально различается. На материках это кон- тактные формирования между мантией и древнейшими горными породами, как бы первичная корочка планеты, возникшая на «лун- ной» стадии эволюции Земли. В океанах это реальные базальтовые и иные образования в основном мезозойского времени, возникшие за счет подводных излияний при раздвижении океанских впадин. 2- Строение верхней мантии океанов отличается от строения та- ковой под материками. Основное отличие в том, что верхняя ман- тия океанов практически вся состоит из астеносферы, тогда как п°д континентами данный слой резко утоняется и «вырождается».
с О «корни* океанов выходят за пределы лИТо. lf_ тогослеДуеТ’ ^рктоносфере. и покоятся В тек. ИСКЛЮЧИТРЛьно основным вул ^ Океаны характсри^ ра.,вития основного и КИс Чом. Линия, Р^Гски совпадает с геологической границей оКе вулканизма, практи датсЯ по подошве континентадьВого ^-континент, кото > V анде )11ттюи. слоя. Такая линия океаническая литосфера сложена породами пые не'падвергались процессам складчатости и высокотем^ К0^оным изменениям (т. е. метаморфизму). ^Океаны обладают рядом геофизических признаков, отличаю- тНх их от континентов: относительно повышенным тепловым по- “оком- специфическим магнитным полем в виде закономерного зеброидного ► рисунка; существенно повышенными значениями гравиметрического поля. В пределах океанических впадин выделяют более мелкие тек тонические структуры первого порядка — подвод ые о р материков, переходные зоны, срединно океанические хребты, ложа океанов, которые делятся на структуры второго, третьего по- рядка соответственно. Подводные окраины материков занимают 80,61 млн км , или 22,4 % общей площади Мирового океана. Представляет собой при- брежную часть морского дна с относительно выровненной поверх- ностью. С геологической точки зрения она является подводным продолжением материковых платформ. Геотектурами второго п эрядка в пределах подводных окраин материков являются шельф - материковая отмель (8,6 %), материковый склон (6,8 %) и материковое подножие (7,1 %). Все они имеют земную кору кон- то. ъного типа, поэтому данная геотектура фактически вхо- т в состав материков. бой nfim? (°Т аНГЛ’ полка, выступ, отмель) представляет со ны матегпп?"10 относительно мелководную часть подводной окраи ВгеологическомНеПОСРеДСТВеННО пРИМЬ1ка*°ЩУю к континент кие материка Отношении шельф представляет собой продолже окаймляющие _^^латФ°Рмы’ поэтому узкие прибрежные отм Ры, Анды) щр .^РРеЖЬЯ геосинклинальных областей (Кордиль® ограничивали глубм* Являются- До недавнего времени щель вепн^ v 1И ГЛубин°и 200 м. олнятгг» оказался н мопрто ~ лптарктиды — 400-500 кже представляет собой шельф, но здесь пр с 1 геосинклинальных областей (КорДиЛЬ^ не являются. До недавнего времени 1— PHbiM. К примеву ПрИ к°° М’ однако такой подход t вгеБаренцево мопрт0?1ЛНЭ ШельФа Антарктиды —
Глинд 5 РсльсФ океанических впадин 63 обладают глубины более 100 м Каспий в геологическом отношении также является шельфовым морем, хотя глубины здесь достигают 800 м, а в шельфовой зоне Охотского моря преобладают глубины свыше I 000 м. Т аким образом, правильнее нижнюю границу шель- фа проводить по бровке материкового склона, независимо от того, на какой глубине лежит данная бровка. Средняя ширина шельфов составляет 65—80 км, но может ко- лебаться от километра до 1000-1500 км. Площадь шельфа — 31,08 млн км , т. е. 8,6 % поверхности Мирового океана. Чаще всего углы наклона шельфа не превышают 1°. Все перечисленные особенности шельфа свидетельствуют о том, что совсем недавно шельф представлял собой сушу. Образование современного шельфа связывают обычно с таянием ледников чет- вертичного оледенения, которое началось 10—15 тыс. лет назад. В то время уровень Мирового океана был значительно ниже совре- менного. Для Поозерского оледенения разница составляла, напри- мер, 143 м. Всеобщее поднятие уровня Мирового океана за счет высвобождения воды из четвертичных ледников привело к зато- плению прибрежных материковых равнин (тенденция продолжа- ется и в наши дни). Вместе с тем в образовании шельфов значитель- ную роль играло гляциоизостатическое опускание земной коры под тяжестью ледника. По этой причине в Северном Ледовитом океане шельф занимает более 50 % площади. Основными формами рельефа шельфа являются аккумулятив- ные, реже — абразионные равнины с которых осадки снесены на континентальный склон. Основными современными рельефообразующими процессами в прибрежной части шельфа являются гидродинамические — волновые, штормовые, приливные. На остальной части шельфа основную роль играют течения. Вместе с тем широкое распро- странение в пределах шельфа получили также реликтовые фор- мы рельефа. Выделяются следующие генетические типы морфоскульптуры шельфового рельефа: морская, ледниковая, аллювиальная, эоло- вая, биогенная. Морской тип представлен аккумулятивными равнинами. В пре- делах равнин сохранились древние береговые линии зоны разви- тия прибрежных аккумулятивных и абразионных форм. Это валы, клифы, террасы, впадины бывших лагун и заливов и др. Они образо вались при более ни эких, чем современный, уровнях морей и океанов.
64 „„„чиаяся «МЧЧЧЧЧЯ линия '4">е.южцва Наиболее хоро^Х1ф11кеир>^^'->..1.е уямпш моря я щ * н и -’не8°‘ ’ 1я .осле.„^.оледенения. UoeneTnHu„„;, * "ас-чсюненевов^мя н и.1ца., подниматься. » началась трансе^ мы ока.адЛнеь по.Ч водой. Втак.щ* ствие чего иное [е Ф Г обра.юва„пе <о„,ч нЛ!>.пта широких вы. условиях происход подводаых плотя чок. впервые ош,еаннв,х 1Х.виенныхириореадногопобв1х?жья Н(фВег1Ш> котор,.,е. по мнения, Ф' ХХ^овалпсь при совместном действии абразии. „р„дНв. ноот мвнГхявлений и морозного выветривания, проявляющегося в зоне прибоя при более низком уровне океана. Чедниковый тип наибольшее раепрос гранение получил в эпохи оледенений в морях Северного Ледовитого океана, перекрывав- шихся мощными ледниками. После их таяния образовался акку- мулятивный грядовый и холмието-запа чинный рельеф, в настоя- щее время затопленный. В Баренцевом и Норвежском морях сохранились холмы и гряды стадиальных, конечных морен позд- не- и среднеплейстоценового возраста. Экзарационный ледниковый рельеф представлен крупными фьор- дами, которые широко распространены на Скандинавском, Балтий- ском, Гренландском и многих других северных шельфах. \ берегов Чили и в Антарктике. Крупнейший затопленный трог — желоб Св. Лаврентия в Северной Америке — имеет шину более 500 км. Криогенный тип рельефа развит на шельфах северных морей и представлен термокарстовыми воронками (а 1аса.ми} и гидролак колитами. Аллювиальный рельеф представлен речной сетью затопленных до д^^ЛИНСХара^тернь1мпУстУпами террас, образовавшимися ХТио^ Р-<и. впадающие о моря и океаны, имеют ппппти.ч L, НЫХ долин достигает нескольких " * К™'"*’ ДЛ‘,Н* 3аТОПЛТ прослеживается на 500 км пад в о“"1™- ^к. aW’*' ется на глубине 80 м Рейн Д 1 епер,,01’° МОРЯ и оканчива- ется на глубине 90 м п Р°тягиваетея на 720 км и заканчива- ние. 5.1), но глубина их е,°РКЛа Е,’И'™ * — ^Й11НЫ‘' топленные речные дочини Н Т0Плеиных устьев всего 35-50 м. 3^’ зии. Некоторые крупные 1 ШИр°КО Изв^'тны на шельфе Йидоне Щие континентальный еггпР5СЛа 11еРехоДят в каньоны, прорезаю Эоловая морфос СКЛО|1. Африки. Это затопленные м*'рПЗВИТа на шельфе аридных областей °рем песчаные гряды, дюны, чефляни
Глава 5 Рельеф океанических впадин 65 онные котловины, находящиеся на разной глубине. Древние ниж- нечетвертичные дюны, погребенные под современными осадками, широко представлены на шельфе Новой Зеландии. Рис 5.1 Затопленные речные долины на шельфе восточной части Российского сектора Арктики (по Г С. Ананьеву, О. К Леонтьеву): 1 — затопленные долины; 2 — бровка шельфа Биогенный рельеф. Типично шельфовые аккумулятивные фор- мы рельефа представлены различными постройками, созданны- ми бентосными организмами — кораллово-водорослевыми и ра- ковинными. К первым относятся рифы, развитые на шельфах тропических морей: береговые или окаймляющие, внутрилагун- ные, барьерные рифы. Последние достигают многих сотен метров в высоту, так как растут на опускающейся бровке шельфа. Ши- роко известен Большой Барьерный риф на восточном шельфе Авст- ралии, протягивающийся более чем на 2000 км. Раковинный тип построек представлен банками — отмелями, развитыми во внут- ренних частях шельфов. Широкое отражение в рельефе шельфа имеют новейшие текто- нические процессы, которые значительно расчленяют его. Крупные возвышенности или локальные поднятия, выступы дна, валы пред- ставляют положительные структуры. Отрицательные выражены впадинами, а разломы —желобами, рвами, ложбинами, уступами, протягивающимися иногда на многие сотни километров. Широкое развитие получил структурный расчлененный рельеф шельфа. Та
кой Р‘‘'11’1 *’ ГЛУЧ,,ИХ 1,“ tnt)pbH ttocueftu w< иу.Таки«!‘,У1,г1- Mil И к>1‘<) r>iyGitiiу до 500 1000 м и глубже. пл глубине ЮО 800 м. » шельфа „ ......... Ипр-нценп мор... В отделы, , Ч.цыьп-Р' «« етцп< нчигпымп n.in,,,,, ....... , и ра < ю»»>" ‘Ч1УШ--НЫ II» pn.nij и, Му()11 ' иопиоди'-"' "" нда ...>• •;6 ony.pr.pj .н.рпл'...М..м ||аЛ....р..4.>Р<'.'"м,,"-’,м1',',"‘1’ Н(» 100 М, И ИИ 1... ТйКММ обрп....м. ,,, „ WKWIIIIW » ш.иТРПЫКХ ТИ М<»|М-КОП 1 рИ’Н I Р< 1 1 k ^хигляци..из.иг..г1р1.-.к.,х л....ж.чи1п, ...едникопой деятельное- ...'1:* 'ЛУ6И",‘ 200 600 " РМК”М 11(.р,.гибом дни. В .-ГО пределах средние угли наклона составляют 3 4”, максимальные 45 . Па участках резкого уклона рыхлые осадки иод действием силы тяжести соскальзывают. обнажая ска листые породы. Нижняя граница материкового (или континен- тального) склона проходит в среднем по изобатам. 2,о 3 км, варьп рун (>т I до 4,5 км. Материковый склон, как и шельф, являен сравните ль но узким участком океанического дна, его ширина ме яяется от 8 10 км до 250 270 км, а площадь равна 2 1.52 млн км*. или 6,8 % от площади Мирового океана. Высота склона составля- ет в средним от 3 до 5 б км. иногда превышает 10 км. Материковый склон связывает дна главных гипсометрических уровня Земли — поверхность континентов и дно океанов. Его верх няя граница обычно четкая и проводится но бровке шельфа, грани ца с ложем океана менее отчетливая из-за мощного шлейфа осадков в основании склона. Иногда граница проводится по геофизическим данным там, где выклинивается гранитно метаморфический фуя дамент и резко уменьшается мощность земной коры до («5 « рутилна контишштального склона в среднем не превышает 1 * в редких случаях может достигать 30" и более, что определяется И иГ<И ТЯМИ гго 1ч'°л°гии и тектонического строения. Tvonoro*1<' 1,1Ирокое Распространение в пре делах данного етрУь и соотнетгтГ1 НТН ,,ОЛУЧИЛИ аролпонные и склоновые процессы ии>твеггтвующне (Ьовм.л ________________________ ны, глубиц. 11 нами. руслами, желобами различной д- ками. На цпит ° ’* ,1Та,1и“’ образованных суспензионными пот* логих “-oiilin,„,X ( ялоцпх образуются обвалы, a v подножия тк
Важной формой рельефа материкового склона является систе- ма поперечных подводных каньонов (рис. 5.2). Это глубоковре- занные \ образные (в отдельных случаях корытообразные) доли- ны, иногда ущелья, по которым с континентов поступает большое количество обломочного материала. Его перемещение происхо- дит посредством мутъевых (турбидитовых) потоков, скорости которых могут достигать до 100 м/с1. Наибольшее распростране- ние получили подводные каньоны на материковом склоне атлан- тического побережья Северной Америки. Глубина некоторых из них достигает 1000 м, ширина — от 400 (500) м до 10-15 км. Про- тяженность их достигает сотен километров, в устьях каньонов формируются мощные конуса выноса. Значительная их часть яв- ляется продолжением подводных долин крупных рек (Инд, Ганг2, Брахмапутра, Гудзон, Конго, Амазонка и др.), но некоторые из них не связаны с речными долинами (каньон Акула у мыса Пи- цунда в Черном море). Некоторые ученые считают, что подводные каньоны представля- ют собой затопленные участки древних речных долин. Однако не- которые из них находятся на глубинах более 2000 м, а продольный профиль многих каньонов намного круче профиля горных рек, не говоря уже о равнинных. Следовательно, необходимо, вероятно, наличие других факторов, объясняющих их происхождение. Не дает исчерпывающих объяснений и суспензионная гипотеза происхождения (в результате деятельности мутьевых потоков) подводных каньонов, так как многие каньоны врезаны в твердые коренные породы. Глубина вреза в них нередко достигает 1000 м. Все это трудно согласуется с тем, что мутьевые потоки могли вы- полнить столь огромную геологическую работу. Следовательно, есть основания считать, что подводные каньоны в своей основе — тектонические формы рельефа. Их образование связывают с радиальными разломами при сейсмических напряже- ниях, возникающих пределах склона в результате противопо- ложно направленных процессов при взаимодействии литосферных Мутьевой поток на южном склоне Большой Ньюфаундлендской банки разорвал несколько подводных телеграфных кабелей, развив скорость до 120 км/ч при дли не более 900 км. ’ Ганг с Брахмапутрой вынося*" ежегодно более 2 млрд т. осадков, поэтому имеют гигантский конус выноса подводного каньона длиной более 3000 км, шириног 1000 км, который занимает ве^ь Бенгальский залив и выдвигается в Индии, ки океан, а мощность осадков в нем составляет от 5-8 до 13 км.
Рис 5.2. Атлантическая подводная окраина Сенег - . Лм (по Г. И Рычагову) Материковое подножие представляет собой наклонну л примыкающую к нижней части материкового склона и ь.1" в сторону ложа океана, его верхняя граница колеблется от 2 де 4 составляя в среднем 3 км. Нижняя грани ца у» та <акппи1»?тгя на г бинепорядка 5 км. Площадь материкового• подножия - 2л,9 . ;п *' ’ ъ от площади Мирового океана). В мор^ктдоги ’ . । это наклонная, слабоволнистая рвжгмя 1. тиЩ» « агорой меня- ’Т/ 1°°° *" деюфтгь материк того У -kJ ВОГ,1^ТО^ Ириной, ныполажмваки Ц< : Я В сторону океан avcor я м.°НЯ 8 В< Рх,!рй части подножия составляют несколько гр* 3 о. ’ПКЦ‘ ьтью не выходят за пределы Ю’ мощности пм.ТерИКОВОГО подисжия отмечаются нли<х^ь,иИ^ обнаруженалл.»0Г° СЛ°Я <Кадков- Под этой толщей гео<{)изикл^ пчом п Ч ,,^Ная ко^ магпериколо/п muna(cy6.y^,r}t 11Рнсутствиемй^>ХИОСТЬ Г1>а|||<т«огп < лоя обычно прогиблсГ м-терикстой земное коры под осадками.
ми поверхность материкового подножия, свидетельствует о том, что данная часть дна океана с шельфом и материковым склоном должна быть отнесена к подводной окраине материка. Судя по геофизическим данным, смена материковой кор J на окса ническую у внешней границы материкового подножия осуществля ется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным. Важной особенностью материкового подножия является то, что именно здесь оседает более 90 % осадочного материала, сносимого с континентов, образуется слой осадков от 3 до 10 км и более. В свя. и с этим рельеф материкового подножия имеет в основн< >м аккумуля- тивное происхождение. В то же время сейсмические процессы в пре- делах материковых подножий создают крупные тектонические про- гибы, имеющие протяженность в сотни и тысячи километров, а амплитуду прогибания — более 10 км. Борта прогибе в, прилегаю- щие к континенту, крутые (до 30-70°), а противоположные — боле е пологие (5-10°). В некоторых случаях (побережья Бразилии, северо- запада Африки) значительную роль в формировании рельефа мате- рикового подножия играют подводные и надводные вулканы с широким развитием лавовых покровов, выраженных ступенями и уступами. Особые морфоструктуры подводной окраины материка. У Ка- лифорнийского побережья Тихого океана за узкой и неровной по- лосой прибрежной отмели со стороны океана располагается широ- кая полоса (около 300 км) сложно построенного донного рельефа. Многочисленные короткие хребты с плоскими вершинами разде- лены замкнутыми котловинами с плоским дном. Горы поднимают- ся над уровнем котловины на 2-3 тыс. м. Рельеф дна в целом похож на строение поверхности прилегающих территорий суши и произ- водит впечатление сбросово-глыбового. Сходное строение имеет рельеф дна Аденского залива, Красного моря, дна окраины Тихого океана у Южно-Чилийского побережья. Такие области дна у аме- риканских ученых получили название бордерлендов. Районы с по- добным рельефом встречаются в морях (Коралловом, Южно Ки тайском), северо-восточной части Индийского океана, в северной части Венесуэльского шельфа, у Атлантического побережья К и ДЬ1. у Багамских островов. Таким образом, мы в данном случае земся со своеобразным парадоксом — примером контияеи- лишенного подводной окраины, и более того — представляю- 1Цего с°бой часть средин но-океан» ческоп> хпеб та. Отсюда следует.
нельзя считать элементом окраины матео„ ЧТ° особая морфоструктура. возникающая в ре ^’ '^еналолсения на материковую структуру образований среди^ “^ластип1^^30»-* В МИР°ВОМ о“определеннь1е1Лл им^т р™ черт, сближающих их с подводной окраиной матерИКо* и с Гкем океана, но вместе с тем отличающихся специфичен’ Годностями, не позволяющими отнести их ни к тому, ни к дРУ1Ч). MV. Данные области называются переходными зонами, их ширИНа достигает почти 4 тыс. км при протяженности в 12 тыс. км. Они состоят из котловин окраинных морей, островных дуг, глубоковод- ных желобов. Общая площадь переходных зон составляет 30,62 млн км2, или 8,5 % от общей площади Мирового океана (рис. 5.3). Рис. 5.3. Схема строения основных геотектур и земной коры океанических впадин - осадочный слои; 2 - гранитно-метаморфический слой; 3 - базальтовый слой; 4 — разломы Характерные особенности переходных зон- ем земной ПАРИЗУЮТСЯ макгимальным вертикальным расчленени- ша^шихея РХН°-СТИ 38 СЧ6Т чеРедования островных дуг, возвы- боководныхТелХГ НвХОДЯЩИХСЯ на небольшой глубине, и глу (высота горыЯфул ,ияХ 72мм ‘“*'>1*ВД«ация высот и глубин превышает 1 • 8«2 и), рлсчл/н.оиХ„Г Японского-лубоко^диоюжм^ в Индонезии — 11 ооо м всти Курильских островов — около 12 *
Главе 5 Рельеф океанических впадин -ц 2) мозаичность распределения типов земной коры. Как пока <лли сейсмические исследования, днища пу^жонодных ъ прей сложе ны субокеанической земной корой, более близкой по строению к океаническому типу, но с более мощным ос.' (очным слоем. Под кру иными островными дугами находится земная кора материно f о типа, а глубоководным желобам соответсгву ст океан ический тип земной коры. Такую сложную мозаичную земную кору в пе- реходных зонах называют геосинклинялыюй; 3) повышенная сейсмичность, которая проявляется в частых землетрясениях, интенсивной вулканической деятельности, ши роком размахе вертикальных движений земной коры; 4) повышенные значения притока mi пла из недр Земли к поверх- ности. Наибольшее распространение области переходных зон получили на окраинах Тихого океана, занимая 13 его площади. В Западно- Тихоокеанском секторе с севера на юг тяну тся такие ш реходные зоны, как Алеутская, Курило-Камчатская, Японская. Восточно- Китайская, Индонезийско Филип пинена ?. Ванин Марианская, Ма лезийская, Витязевская, Тонго-Кермадекская, Макуори. В Восточ- но-Тихоокеанском секторе расположены две переходные области: Центрально-Американская и Перуанско Чилийская. В Индийском океане переходная зона составляет всего 2,3 % площади, является частью сложно построенной И ндонезийско-Фи липпинской зоны, включает Зондский и Тиморский глубоковод- ные желоба, впадину Андаманского моря, продольную Балийскую депрессию, внешнюю островную дугу и вулканические хребты внутренней дуги Зондских островов. В атлантическом океане переходная зона представлена тремя областями: Карибской, Средиземноморской и Южно Сандвичевой (моря Скотия). Переходные зоны находятся на разных стадиях развития и су- щественно различаются по морфологии, набору и конфигурации входящих в них структурных элементов. Болес молодые переход- ные области, как правило, выдвинуты в глубь океана и находятся на границе с океаническим ложем. Они не имеют крупных остров- ных дуг, которые представлены цепью ву лкяничо -них островов, чаще всего подводных (Бонин Мариански я. Вит членская. Маку ори). Области, находящиеся на более поздней стадии развития, Расположены ближе к материкам, имеют крупные островные дуги р земной корой материкового типа (Я поискам, Алеутская, Курило- Камчатская).
падко I Пред И). _______—* 77 ..гичесьоеразнообразиепрр^лдп.лх.,,-,,.,,^^ Все-' . “ыре основных типа: восточно- г их. .о., ,„1(. ——ТЬВ’* й. карибский (антильский); еред,,ат, некоторых из них выделяются отдельны,. " океанский тип характеризуется н, *^Хем и отсутствием некоторых структурных Т“" собой комплекс молодой горной ц, пи, выгяп> Пр^^о,.тинента. и глубоководного желоба. ра< п, ,оЖе11, "Т" . -кия данной цепи. При этом отсутствуют остро,,,, 11Я lv, ' “ Ховолная впадина окраинного моря, которые предст.,к стеной антиклинориев и межгорных впадин на побере кье м , , пиков- Такое строение имеет переходная зона у Тихоок» iih i,, , окраин Центральной и Южной Америки. тихоокеанский тип переходных зон имеет болесс ; .рвение и представляет собой сложную область с чере v ряда остро (них дуг и затопленных горных систем с окайм щими их желобами и впадинами окраинных морей (Кури >нина, Охотское море с Курильскими островами, Курили Кам- чатским желобом и др.). Здесь отмечается комплекс следующих крупных структурных элементов рельефа: 1) глубоковс [ная котловина окраинного моря; 21 островная дуга, возвышающаяся над поверхностью океани. 31 затопленная островная дуга; О глубоководный желоб. В ряде случаев такая схема осложнена двойным строением о ровной дуги, тогда между дугами появляется еще один ‘.ь \ч г рельефа продольная депрессия (Курильский подтип). Нер< здешняя островная дуга может быть выражена лишь в виде водного хребта (например, хребет «Витязь* — внешняя ДУ а К Рыльской островной дуги). пг" переходных зон Западно-Тихоокеанского типа шн" • собойп» ЮТ -,части<3 необычные островные дуги, представ ’ аершины^отп Параллельных один другому подводных \Р (напримеп п ?*** Уврнчаны островами или полуостров?- л' 1^^реснойл^ СТа Камчатка» Японские острова, ' °кеана явлЯетс ННостью переходной зоны лап л щой ч гИ ны Переход иг, 2* га^>КРее ♦эшелонное» строение: с внег1 ин1,1 я, Японская Вост ласт<>^» граничащих с м.,гери1..1МИ 1 'l-rfl я. Восточио-Китайекяя области), Р.Лолаг^м
и L J/ 30-’ ЕЛЬ |о|б Htttttti7 Рис 5.4 Схема эволюции переходных зон (по О К Леонтьеву с пояснениями автора) 1 — внешний хребет; 2 - глубоководный желоб: 3 — островная ду .. 4 — материковый склон: 5 — суша; 6 — подводные гс-оы 7 — окна субокеанической коры За ладно-Тихоокеанский тип: а — Витязевский подтип (имеется только । лубоксводный желоб); б — Марианский (желоб »< с ров»* »я дуга« в — Курильский (двойная дуга со значительными по размеру осгрояакы), г — Яванский (крупные остро а и полуостровные массивы! д — К (Ангильс'кий/ гии (крупные островные дуги петлевидно-серпсэ'эаз» ?. форм*» желоба — с внешней и внутренней стороны основных дуг i е - Soc тип (г лубоководные желоба примыкают негосредс' вен»«з к молодым краевым поднятиям континентов); ж — Средиаем‘Ч>морс**** (господствуют материковые структуры, име ются рэликгы глубомоаодим* желобов и окна-коры с/I океанического типа)
74 ' угИ Бонин-Марианских о<тр<)Вон эшелон - ^’филиппинскую котло,,и7- кот»1>->- как£ "< лау, отделяющих « 1НЫМ, морем. Аналогичную^''''-.. них служитт^щ“Мостоку от Австралийского материка, можновидетьи дуги „ желоба Витязя, Тонга, К,.рм 1 ' ний эшелои.°^а Уво.БрИтанский, Бугенвильский, ». .• а внутренний боковод11ЫХ желобов и островных дуг. ₽и' скнйкомплек° ти Карибского типа, к которому от, Перехода я (Карибская) области, имеют ещ„ ИНСТн"Х (см. рис. 5.4). Островные дуги здесь яилноготипа, желоба располагаются не только с внешней старо,,,., но и с внутренней стороны основных дуг. В строении данной о6Лйг' и принимают участие крупные массивы горной суши. Рельефу глубоководных морей очень сложен и состоит из ряда отдельны* котловин, отдельных подводных хребтов. Средиземноморский тип является результатом наиболее дли- тельного развития переходной зоны (см. рис. 5.4). Здесь уже Нет глубоководных желобов или же сохранились только их реликты (Эллинский желоб). Расположение островных дуг лишь угадыва- ется по своеобразным очертаниям молодых горных хребтов, часть которых еще остается подводной. Глубоководные котловины раз- общены подводными горами или крупными массивами суши. Кон- тинентальные элементы рельефа преобладают над морскими. Все области переходных зон являются поясами повышенной сей- смичности. Большая часть катастрофических и разрушительных землетрясений происходит именно в данных областях. Существует определенная связь в распределении глубины очагов землетрясе- ний с геотектурными элементами переходных зон. Поверхностные (коровые) землетрясения с глубиной очага до км находятся в пределах глубоководных желобов. Эпицентры сре нефокусных землетрясений (очаги на глубине 60-300 км) рас- окпд ГаЮТСЯ °ОД °2тровными ДУгами, частично — под котловинами залргяи^ЫХ МОРеЙ* ГлУв°коФокУснъ1е землетрясения с глубиной рей и потг°Чаð İ 700 КМ связаны с котловинами окраинных мо- Все очягиГаЮЩеИ П°ДВОДНОЙ ок₽аиной материка либо суши, кам весьма Земле?рясений в конечном итоге приурочены к учас* наклоне.ннымУСТОИЧИВОГ° состояния земной коры и мантии Зем^й* зонами Заваои СТОронУ Материков под углом 45° и называешь J сУ^дукцця> в Чкого~Беньофа, по которым происходит актину гружается ппп 3^льтате чего океаническая литосферная плита11 « под материковую.
Глава 5 Ре,фок ».их впад.ш 75 Кроме высокой сейсмичности для переходных областей ха- рактерен интенсивный вулканизм. При этом состав продуктов извержения определяется длительностью развития переходных областей. В молодых переходных зонах, только еще формирую- щихся и смещенных в сторону ложа океана, вулканизм харак- теризуется базальтовым составом. Вулканизм зрелых областей представлен преимущественно андезитовыми продуктами из- вержения, что еще раз подтверждает основополагающее начало переходных областей в формировании земной коры континен- тального типа. Морфология котловин окраинных морей представляет собой обширные депрессии с плоским или слабо расчлененным дном. Форма окраинных морей чаще всего изометрическая, овальная, а глубины составляют от 3-5 до 6 км (Филиппинская котловина). Различают два типа котловин окраинных морей: 1) располагающиеся между материковой отмелью континента и островной дугой (Охотское, Берингово, Южно-Китайское, Корал- ловое моря); 2) ограниченные как с внешней, так и с внутренней стороны хребтами островных дуг (Филиппинская, Северо- и Южно-Фид- жийская котловины). Рельеф дна котловин окраинных морей характеризуется сгла- женностью, он в значительной степени выровнен осадками. Вмес- те с тем равнинная поверхность осложняется крупными подня- тиями или горными хребтами, имеющими обычно ступенчатое, блоковое строение. Так, в котловине Берингова моря выделяются поднятия Ширшова и Бауэрса; в Японском море — возвышенность Ямато и т. д. В зависимости от проявления магматической деятель- ности различают активные окраинные моря (с излиянием по тре- щинам дна базальтов и образованием вулканических поднятий и конусов подводных вулканов) и неактивные. Дно котловин подстилается, как правило, корой суб, океаничес кого типа (с большой мощностью осадочного слоя), реже — океани ческой корой (Берингово, Японское» Филиппинское моря), в исклю- чительных случаях — гранитный слой появляется под крупными поднятиями (возвышенность Ямато в Японском море). Островные дуги — система надводных и подводных горных хреб- Тов» приуроченн ых к единому цоколю. Обычно хребты им^н и дуто образную форму с разным радиусом кривизны, однако встречаются и почти прямолинейные формы (Тонга-Ke Колнилл-Лау).
ж___________ „ ,,vr колеблегея от WOO 20()<) (К ж...„ко. ^>к'‘!ооо «ООО км (Toiiru-Кермшвдек, Кнх- М • '<‘'Я) ‘°,шФньх- островные дуги (Ид,у 15овии,.« гк *«• , ..,,к.тея о динар „вух-трех параллельных гпя,. «•‘'•^Я“и,ол<' (Алеутская, Курильская); !)а^р • 11 ч Н1> одно” и цово-Георидских островов). ^Ш«^^,СЛХровные ДУГИ бывают двойными, в к "1(.... v - ’> ч ’е" °:„н₽яя и внешняя ДУГИ, параллельные одна Р.М«41.ютсяв утргн; ЯДОВОЙ депрессией. Так, внутренняя гр? «« “Г ‘ соответствует собственно Курильским осЧ w Курильской Д>1 ^дддию. Внешняя представляет со^ •»м И их подволн ^итязя и ТОЛЬКо на самом юге здесь имею-.. подводный хргое остпова- Обе гряды продолжаются на суШе й Малые Курильские tn ip “°^ХчеесХЧоснову островных дуг составляет ядро базальт вой КОРЫ на которое в результате интенсивных процессов вул, 4. низма андезитового и липаритового состава наслаиваются слои вулканических и осадочных пород, а у крупных островных дуг зре юй стадии - и гранитный слой, который придает коре черты кон- тинентального типа. На примере Камчатки видно, что на определенной стадии раз- вития островные дуги могут слиться одна с другой, образовав еди- ный массив суши. Японские острова, например, представляют со- бой крупный массив суши, образовавшийся в результате слияния нескольких островных дуг разного возраста. Типичным примером островного массива является также остров Куба, образовавшийся в результате слияния трех разновозрастных островных дуг. В геофизическом отношении для островных дуг присущи высо- ие значения теплового потока и небольшие положительные ано- л с J* силы тяжести. Большинство островных дуг находится в зоне Глубг» ЫХ РазРУшительнЬ1Х землетрясений. ными дугами^Ые Жело^а пространственно тесно связаны с остров- ск юнов, обрашрмм Правило’ Расположены вдоль их фронтальны со стороны океана В* Навстречу сУбдукции, которая направлен» Пии выражены со с °Тдельнь1х случаях желоба и процесс субдУк Новые г С пиды)" в Гороны краевых морей (Соломоновы острова. выраж<‘иы огпо^ЬеФе океанического дна глубоководные КоРы длиной в не^кп НЬ1Ми по протяженности прогибами земн< ск*й желоб более 6000° ТЫСЯЧ кил™етров (Перуанско-ЧидиИ' км), при ширине в пределах 20 к м.
5 «м>ддик____ ______________________77 К настоящему ьр * « ни И < iH> 33 i ix ы -t юОЗ.ВТ* I числе 28 — в Тихом океане, 11!е<.ть из них имеют глубину боле*? ЮОООм, в Марианский — более 11 тыс. м. Впоперечном сечении глу- боководный же, зоб ими п V < )бра я i1 ую, перед ко ассиметричную форму. Крутизна склонов желоба различна: *-о crop* шы островной дуги склон более крутой (10 25а), а со спгорЛш океана — более пологий (3- 8 ). С глубиной крузизпя < клонов возрастает, переходя порой в почти от- весные уступы. Например, в желобе Тонга зга г губине более 9 км уста- новлено узкое ущелье шириной до 7 км. Дно ж. Лобов обычно плоское, представляет обой морскую аккумулятивную равнину шириной от 3-5 км до 20 км, сложенную турбидитовыми осадками мощностью в несколько сотен метроь. В с л учае поступления в гл] боководные желоба бо льшого ко гичест- ва осадочного и вулканического материала рельеф их сглаживается и пре* ’авляет собой широкую, плоскую или слегка всхолтлленную равнину', исчезает характерная для желобов V-образная форма. Такую характеристику имеет западная часть Яванского желоба, заполнен- ная трехкилометровой толщей осадков. Данные желоба отличаются относительно малой глубиной (Центральноамериканский, Витязя, Новогвинейский — до 7000 м, а Хируканга, Тиморский, Кай — менее 4000 м. Со стороны океанического ложа глубоководные желоба отде- ленъ протяженной системой пологих краевых валов. Для всех желобов (особенно наиболее глубоких из них) харак- терны большие отрицательные гравитационные поля, что обуслов- лено заполнением желобов рыхлыми осадками, значительно более легкими по сравнению с кристаллическими породами земной коры. В результате возникает дефицит массы, а следовательно — отрицательная аномалия силы тяжести. Глубоководные желоба отличаются низкими значениями тепло- вого поюка, поступающего из недр планеты к их поверхности, вы- сокой сейсмичностью (здесь происходит большое число разруши- тельных землетрясений, с поверхностными очагами). Океаническое ложе — наиболее обширная по площади из осн >в- ны геотектур глубоководная часть Мирового океана, занимающая 194,81 млн км2 (54 % площади). Для него характерен океаничес- кий тип коры мощностью 5-10 км и отсутствие гранитного слоя. Ложе океана в структурном отношении соответствует океаничес- ким платформам, или талассократонам. Мегиредьеф океанического ложа представлен глубоководными Ренинами. Многочисленные подводные хребты, отдельные из
я — в Тихом океане и др. , „ к,т собой грандиозней ". не подвод пи.ч>-т”лЯ* |1е по своим размерам Гималаи J „ровЫШ»*»1 * поднятия (пороги) и во.и,ы'^ ’’‘'’‘'"океана на относительно обособленные г "ины с относительно ровным или холмистым ^ueco-»»"-кот.,овины располагаются между Ма Г .-л',"ОИ1„ глубоководными желобами и системой? .ы* no»"’*"”'> ких хребтов. Глубины здесь - 5500-б5о0 ? дивио окмни _ несколько больше; преобладающее бо?’ • •’" ''"’‘ихокаймляется изобатой (5000 м). Наиболее крущ,^ ,;,ичегвоих Западно.АвстраЛииская, Центрально-^ ""вИндийском океане; Ангольская, Бразильская, Аргев. * некая_в Атлантическом; Северо-Западная, Северо-Восточ- на Перуанская, Южная Дно котловин на участках, прилежащих к континентальному склону, совершенно плоское с углами наклона не более 2-5°, покрыто г убоководными осадками мощностью 100-500 м и больше. По мере удаления от континентов мощность осадков сокращается, а дно абис- сальных котловин становится холмистым из-за множества (в Тихом океане более 3 млн) рассеянных холмов. Это выступы поверхности дна высотой от 50 до 500 м, основания которых имеют округлую или вытянутую форму. Поперечные размеры таких холмов — от сотни метров до нескольких километров, высота — 100-200 м. С глубиной количество холмов увеличивается. Это первичный океанический рельеф, не имеющий аналогов на суше. Предполага- ется, что холмы представляют собой либо мелкие лакколиты, либо небольшие вулканы или шлаковые конусы, перекрытые осадками. Многие из них возникли вдоль разломов. Океанические котловины разделяются многочисленными под- ни океаническими поднятиями, имеющими вулкано-текто- пическХ^р°ИСХ0ЖДенИе’ Форма поднятий различна — от изомег в ithhvtwy ₽мУдское поднятие, поднятие Шатского) до линейно ский. Гавайр^Л°^Китовып, Восточно-Индийский, Мальдив, высот ”о2 км и к!" °верхность поднятий расчленена перепад0 Bv км и «олее. м°гут достигать^п°днягпия или отдельные щитовые вУлК^11 аРхипедаги (Вепл#,^РХН°СТИ’ °бразуя одноименные остр°ва MapKUjc “ с*ое’ Канарское, Азорское в Атлантике - Wa .bOu,^ ₽ Австралийское. Пасхи — в Тихом °ке ₽°Ле ~ в Индийском и др.). Некоторые совре<я
ЕЕ' Ш-’ ® ЕН? Рис. 5.5. Схема рельефа дна Атлантического океана (по О. К. Леонтьеву): 1 — котловины ложа океана; 2 — поднятия ложа (а — Бермудское, б — Сеара, Сьерра-Леоне, г— Риу-Гранди, д — Китовый хребет, е — Внешний); 3 — срединно-океанический хребет- 4 — глубоководные желоба; 5 — другие структуры; 6 — разломы; подводные окраины не заштрихованы ные вулканы, располагаясь цепочками, образуют линейно вытя- нутые подводные хребты, в которых возраст вулканов последова- тельно омолаживается.
привлекается теория «горячих точек. дтя ИХ ^Ра31’“моргаиа, согласно коТоГюйЛитос(рернаядЕи^ ) Д. уи*сона и ее потоком (плюмом), поднимающимся из Ман ;.я, (Ом чем >auajae от Т“ находится вулка*<. А т;(Н (рис. 5.6). При является Гавайское поднятие в ст >рше его возраоти Р х и действующих вулканов, протящ J океане с цепочками 3500 км. Щитовые, вулканы хребтов, изверга10. юшееся более чемi одст0 оеразуют подводные лавовые ШИе Лня одгепространства между вулканическими вершинами. ’ Рис. 5.6. Схема образования подводных гор по теории «горячей точки (по Е. Зейбольду и В. Бергеру) Одной из интересных форм вулканического происхождения ложа океана являются «гайоты» = гайоты (по фамилии первооткрыва- теля Арнольда Гийо), широко представленные в Тихом и Атланти- ческом океанах. Их вершины находятся от 100-200 до 1500-2000 м ниже уровня океана, а основания — на глубине до 6000 м. Гайоты представляют собой изолированные плосковершинные горы с крутыми склонами, возвышающиеся над ложем океана или насаженными на сводовые поднятия и подводные хребты. Верши- ttr-г К^Х Г°Р сложены лавами основного состава (оливиновые ба- ломкамиПеРеКРЫТЫМИ В экваториально-тропических широтах об- ломками коралловых рифовых известняков. плоскихвеоишн&Я Т°ЧКа зрения °б абразионном происхождении под сомнение п ПОверхносгпи гайотов в настоящее время ставится ческой впадине Дгь?°/пДЛЯ ЧеГО ПослУжило открытие в тектони °** алея на еуш1 JВосто«Ная Африка) сухопутного гайота- 0и земной коры. Лчн лаг°ДаРя недавним тектоническим движ< ни 11 вулкан, получивший название Mctynm -v
Г/зва 5. Р'.льгф океаническихвпу; н JJ1 мара (гора Асмара), представляет собой усеченный конус высотой 365 м с диаметром примерно 2000 м у подножия и 1100 м на вер шине. Исследования гайота показали, что плоская вершина М унт-Асмара оказалась сложена почти горизонтальными слоями вулканического пепла и не является результатом абразии волн, а представляет первичную конструктивную особенность. Установлено, что если извержения на дне океана происходят на большой глубине под давлением огромного столба воды, то изли- ваются подушкообразные лавы, застывающие в плотную горную по- роду. При малом давлении воды на небольшой глубине извержение приобретает характер взрыва, распыляющего лаву на мельчайшие брызги, образующие в воде над вулканом взвесь (пыль), которая оседает затем на вершине вулкана в виде почти горизонтального слоя. Так, при частых и повторных извержениях происходит нарас- тание вулкана. Затем поверхности гайотов, находящиеся на неболь- ших глубинах, заселялись кораллами, возникали рифы, которые со временем превращались в атоллы. Гайоты достаточно широко распространены в Мировом океане, но особенно многочисленны они в Тихом океане. Наибольшей плот- ности гайоты достигают на подводных горах Маркус-Неккер, ко- торые протягиваются от южной части Гавайских островов на запад к островам Бенин и Волькано. Глубина над вершинами многих гайотов достигает 2500 м (в среднем 1300 м), что указывает на по- гружение дна океана. Много гайотов встречается в Аляскинском заливе, в Северной Атлантике. Цепочка таких гор тянется от Азор- ских островов к Гибралтару. В Индийском океане гайоты особенно многочисленны в восточной его части. Тектонические поднятия являются результатом проявления вертикальных и горизонтальных движений и представлены под- водными плато, возвышенностями, грядами, валами изометричес- кой неправильной формы, погруженными на разные глубины, на своды которых нередко насажены вулканы: возвышенности Сьер- ра-Лионе, Рио-Гранде, Бермудское поднятие в Атлантическом океане, плато Кергелен в Индийском, поднятие Шатского в Север- ном Ледовитом океане и др. Отдельные из них имеют вид горста — Антеклизы с ассиметричными склонами. В Тихом океане насчитывается более 5000 крупных подводных поднятий. Их высота от 500 до 5000 м. Некоторые поднятия имеют континентальную кору, являясь микрокантин> нта чи, отделив шимися от’ материков и возвышающимися в виде островов (Мада-
^йшельскаябанкаи др.), дРуГИе(во Пова*3еЛаЯД’™To Кергелен) также сложенные земНо гагК«Р’ . ДГУЛ-ЬЯГ, плат однимаются выше уровня оКеяи “«^Серикопого типа «₽ " платформ. в тропич^а кор°* ются выступами еские поднятия, достроенные KopajLX " *’Тах многие вулкан (МальдивскИй хребет) или Х^вЫ7”1С1амкнУтые или Pa3°PBaHHble кольца коРаллоВЫ1( ГХВОЙ "Хи waTO результатом проявления вертИКадь. Наряду с подводны движений в ложе океана являются линейно ных и горизоитальньд океаническим ТИПом строения зеМНой вытянутыехреот морфоструктурой. Самый крупный из коры и сбросово-г кий хребет - огромная горная система них~ "пости больше Урала), которая начинается в южной (по протяжен I ва и заканчивается вблизи Центрально- части Бенгаль Такое же строение имеет Китовый хребет ^Атлантическом океане, хребты Кокосовый. Наска. Севера Запад- ный в Тихом океане, хребты Менделеева и Ломосова в Северном Ледовитом океане Мальдивский и Маскаренский хребты в запад- ной части Индийского океана и ДР- Большая часть океанических сводовых хре эв с вулканически' ми цепями приурочена к широкой полосе, пересекающей Тихий океан с юго-востока на северо-запад, от района острова Пасхи до Се- веро-Западной котловины включительно. Считают, что эти океани- ческие поднятия являются остатками древнего срединно-океани- ческого хребта, который в конце мела — начале палеогена был разрушен мощными тектоническими процессами. По глубоким раз- ломам происходили бурные вулканические извержения, а затем крупные участки хребта испытали погружение. Суммарный объе эффузивов оказался в десятки раз больше, чем лавовые Колумбий- плато и Декан Вулканическим материалом сложены шлейфы оченьслл^П0Дв°ДНЫХ хРе^тов (остатки срединного хребта). Воз горных потп^И рельеФ’ пРеДставляющий собой лабиринт кот. Средин® о ™’ ВУЛКаН°В’ ГаЙОТОВ и коралловых атоллов. нУю цепь горныхНИЧГКИе Х₽е^ты представляют собой не )Ь На Расстояние бл nof ° Т°Д’ котоРЬ1е протягиваются по дну : ет 55,18 млн км2 О Тыс* км» а общая площадь их состав5 ^еаническиехребты7е^ЛОЩади МиРового океана). Ср У протяженностью г» образуют единую планетарную и коло 60 тыс. км и прослеживаются 80 **
IXiBd 5 Рельеф океанических в > дин океанах. Над соседними котловинами они поди V' ' .• я . . 2 < :.м отдельные вершины хребтов возвышаюн нна п< <ихн« ю на, образуя отдельные острова и архипе ги пр<*им\ щссгвенно вулканического происхождения. Kpynuei м <ч-тро1 ом такого типа является Исландия. Основные геолого-геофизические особенности с[> дии но океани- ческих хребтов, присущие только им, следующие: ♦ высокое значение скоростей упругих волн укалывает, чт для СОХ присуща земная кора рифто. ена ъно. <> т t. па, харанте- ризующаяся повышенной плотностью и ите\тствием четко выра- женной границы Мохо. Осадочный покров наблюдается только на флангах хребтов, его мощность увеличивается по мере удале- ния от их осевой зоны; ♦ в геологическом строении рифтовых долин срединно-океани- ческих хребтов участвуют наряду с базальтами ультраосновные породы— перидотиты, дуниты, которыми нередко с. эжены це- лые блоки, образующие отдельные рифтовые хребты: ♦ высокое значение теплового потока объясняется наличием восходящих, высокотемпературных потоков вещества мантии, а также процессом серпентизации ультраосновных порол ман- тии, богатых оливином, сопровождаемым увеличением объема и выделением тепла; ♦ высокая сейсмичность срединных хребтов и приуроченность к ним многочисленных эпицентров землетрясений со сравнительно неглубоким (поверхностным) расположением их фокуса. Высокая сейсмичность свидетельствует о высокой тектонической активнос- ти в зонах срединных хребтов, что сопровождается многочислен- ными проявлениями современного и недавнего вулканизма; ♦ в отличие от сбросово-глыбовых хребтов абиссальных равнин океанического ложа срединно-океанические1 хребты представляют собой области интенсивного современного тектогенеза, в которых идет процесс интенсивного спрединга; * для осевой зоны и флангов ха рактерн ох iep< дова н не по чожитсль- ных и отрицательных магнитных аномалий, причем наиболее резко выраженная положительная аномалия отмечена в рифтовой до. in не Таким образом, СОХ образовались в результат, вне фения боль- ших масс глубинного вещества в процесса расширены и .и динга океанического дна. Обычно хребты расположены в Ральной части океанов, реже смещаются к кон гинент> , а ин<»«да п<'‘Дходят к самому краю материков и могут част лч!Ь • и*'Гр> ка f'
, Тихоокеанское поднятие в j. ; . уу -Д"”Х..(П^°я" море Лаптевых). хребет 1 акм*» океаяа представлены от (.лк ь_ с0Х Мирово ми> КОторые иногда ойра .еют ' ми еР" пенную систему (СОХ Индийского и Тихого о1;.. . !’МВ,’Т" п жную конфигурацию и состоят из отд. 1ЬНЫх ”Ч1,К>Т(«тиТ смещенных по отношению один к другое (v ” "^рмных разломов, что характерно для СОХ А , ,1НТ1. ^.Хно Северного Ледовитого океана (рис. о..). SxX4 — хребты и возвышенное* 4. о Врмгеля кие xpt — океанические разломы — зона рифтов осевой ч.1Г ' срединно-скеани^^ко м мо п*ема Ана Северного Л едови тог " Бофорта м к?8*’ 2 ~ П"атО Альф‘‘ 5 чхлрта, М -- Макарова Т Тс г.л« А jh_±J подводные окраины материков Ш -плоскиеабиссальные Ренины ложа океана ‘ХХ^-Рьные л°*а океана г1:о^СЛ^е^°'’ОГИЧес^ н-^^Бпо-й-еЛо;— " Гренландская Но " н Кольбенсеи и кд Норвежская. Средним ' ' она, HI — Книесвича. /V гл* * ?оке^мл — под^гие хребты./
3 морфологическом отношении среди нно-окелниш < ле кр<‘бты представляют собой большей частью широки» (несколько ген километров) валообразные поднятия, час то со с южно рас и-н» н ними склонами, возвышающимися своими гребневыми частями на 3500—4000 м над днища ми примыкающих глубокого щых кот ловин. В поперечном разрезе срединных хр<*бтов можно выде шть две геоморфологические зоны: зону гребня (рифтовую долину) и зону склонов (фланговую). Рифтовая долина занимает центральную осевую зону срединно- океанических хребтов поднимающимися своими скалистыми и об- рывистыми вершинами до глубины менее 1500 м и сопряжена с уз- кой расселиной, прослеживаемой в пределах всех СОХ. Фактически рифтовая долина представляет собой грабен, т. е. сравнительно уз кую полосу земной коры с крутыми стенами и часто с плоским дном, заключенную между двумя хребтами. Ее ширина — от 10 до 40 км, а относительная глубина — от 1 до 4 км. Крутизна склонов рифтовой долины составляет 10-40°. Это наиболее молодая и тек- тонически активная часть срединно-океанических хребтов. Фланговая зона располагается по обоим склонам хребта, имеет сильно расчлененный рельеф, часто носит ступенчатый характер (Атлантический срединно-океанический хребет), хребты обычно несимметричны, с крутыми склонами в сторону долины и более пологими внешними. По мере удаления от оси горные шпили сме- няются зонами холмистого рельефа и еще более выполаживаются в районе сочленения с абиссальными равнинами. На всем протяжении система срединно-океанических хребтов разбита на отдельные сегменты поперечными трансформными разломами, по которым происходит трансформное смещение участ- ков СОХ один относительно другого. Такие разломы пересекают срединно-океаншЛте хребты через каждые 200 300 км (рис. 5.8). Рифтовая долина при этом в плане также сдвигается по разломам на 20-50, а иногда до 300 км и более. Максимальная величина смещения (до 750 км) зафиксирована в экваториальных частях Срединно-Атлантического и Восточно-Тихоокеанского хребтов. Примечально, что процесс спрединга, протекающий в рифтовой Долине, имеет разную скорость в пределах каждого отдельного сегмента СОХ, ограниченного трансформными разломами. Сами разломы представляют собой трещины ширин» >й 15 25 км и глубиной 0,5- 1,5 км и более. Наиболее крупные трансфор л не Разломы длиной несколько тысяч километров пересекают не т<'П1
* хребты, но и прилежащие глубок .,ходят в пределы континентов. По % " кпхр- нЯВт„хом океане, Романш, Вима, Кейн и‘ ‘’Ч н.н- -1" И.' ппинсн-ргенекий - Северном Ледовитом 4, о 800 1600 2400 ио’ ---------------________ z ----------- ео? W"M3 ОКО-Эн ? (по о к Г ^алломов в восточной части Тихого окоЯК 1 - зоны разломов, Руп»«еиших подводных хребтов
Глава 3 Рельеф океанических впали»-' 37 «. I —'" " ' - 1*1 III ‘iir— По особенностям морфологии выделяют два типа срединных хреб- тов — атлантический и ти х ч а«» - . \ , типа — относительно узкие (м нее 100 ь i нрнные склоны, хорошо рвзвкт.тл в о^ер чину (рис. 5.9). Глубина ее составляет 2000-3000 м. а местами увеличи- вается до 4000м. Ширина — до нескольких километров. Склоны долины ступенчаты0, сбросовые. На ~не выдел . ч гре- щины, цепи вулканов, окруженные полями и потоками базальтовых лав. В рифтовых долинах происходит ". дъем горяч» о мантийного материала, главным обра ом ба -альтовой магмы, вызывающего спрединг плит по обе стороны рифта. В Северной Атлантике ско- рость спрединга в настоящее время сставл яет 2-3 с го л. С- КМ 4 2 о 2 4КМ о » ‘ 1---1___1--1 1__‘ Рис 5.9. Типичные профили осевой части риф’ вых срединно-океанских хребтов (поВ М. Литвину): а —Атлантический хребет по 37’север ц.лр<тЫ б — Восточно-Тихоокеанское поднятие по 3’ 30 юкной широты Срединно-океанские поднятия тихоокеанского типа более ши- рокие (500-900 км и более), имеют пологи? склоны и менее изре- занный рельеф осевой зоны (см. рис. 5.9), причем отчетливо выра- женная рифтовая долина отсутствует, а вместо нее выделяется осевое горстовое поднятие, в центре которого присутствует рифто- вая трещина или цепочка вулканов и вулкан и че ких гряд. Высота осевого поднятия достигает 1000 м. Раздвижение происходит со скоростью до 36 см в год. Помимо Восточно-Тихоокеан с кого и Южно ихоокеанского хребтов к этому типу относя гея Австрало-Антар этический хребет и некоторые другие. Для срединно-океанских поднятий и рифтовых зон в их преде- лах характерна интенсивная гидротермальная деятельность свя- Зв«*ная с выходами действующих гидротермальных источников.
___________-рл'*л 9 „™,„.м Ч L-b 100 С. В.н Р> •’ "••»• " V'11- «OlMayi,, ,. на1Т..Г1 А „ холмы, башни. конусы, тру6ы J образны*‘«Н' .1,сКенн,.1екрем11<чемомили<.к(„|| •1»илн."" г;ч1'! "•, • ’ 11и< сульфидов (рис- о Н ' Рис 5.10. Морфология высокотемпературных гидротермальных и сул-фил >< построек (по А П. Лисицину, А. П. Богданову, В. Г. Гурвичу) Такие гидротермальные источники называются «курильщик ми», черными за то, что из жерл поднимаются облака взвесг/ содержащих Fe и FeS; белыми — когда во взвеси преобл даю' сера, метан и другие элементы.
Глава 6 МорфогЕНЕЗ вулканичЕских и сейсмических оБлостей Проявление в рельефе Земли сейсмических явлений. Зем летря- сения служат наглядным доказательством современного проявле- ния тектонической деятельности на Земле. Сейсмические процес- сы отличаются быстротой и выделением огромного количества энергии, поступающей из расположенного на глубине до сотни ки- лометров гипоцентра. Действие сейсмических волн на поверхности наиболее интенсивно в зоне эпицентра., перпендикулярной гипо- центру. Отсюда волны распространяются по всему Земному шару, позволяя, таким образом, определять их энергию и направление. Для этого существуют специальные сейсмические станции, на ко- торых установлены сейсмографы, записывающие процесс и силу землетрясений. Такая станция в Москве, например, фиксирует землетрясения с центром в Ашхабаде. Сила землетрясения опре- деляется также в 12-тибалльной шкале, разработанной Рихтером на основании визуально наблюдаемых последствий и разрушений, вызванных подземными толчками. Географическое распростране- ние землетрясений, подобно вулканизму, приурочено к древним и современным геосинклиналям, рифтовым зонам, молодым гор- ным системам. Во время сильных разрушительных землетрясений в 10-12 бал- лов образуются трещины длиной в сотни метров, по линиям разло- мов происходят вертикальные смещения блоков земной коры с ам- плитудой до нескольких десятков метров. Нередко наблюдаются явления надвигов, горизонтальных сдвигов, иногда складчатых де- формаций. Известно, например, что при Ашхабадском землетрясе- нии 1948 г. на поверхности земли образовалось множество трещин. Они тянулись на многие десятки метров, пересекая холмы и долины без видимой связи с поверхностным рельефом. По ним шло верти- кальное перемещение с амплитудой более 1 м. Во время Беловодс- кого землетрясения в Киргизии (1885) вертикальные движения достигали 2,5 м. При землетрясении в Португалии в 1770 г. набе- Р«Ж| ая г. Лиссабона мгновенно ушла под воду, а залив, возникший ня ее месте, достигал 200 м в глубину. Известно, что во время зем <
1923 г. часть залива Сагами к юг<г трясения в go кМ2 поднялась на 200-250 м, Дри^/Ч „дащадыо•около в i957г сильныесейсмическиетолч*' , лась на ЮО 200 - шириной около 800 м, длиной 3 kv Г°* ' Алтае образовав страшиые последствия землетрЯГенв EWe СТо89 г которые выразились в образовании глубоки *А’ “"Jr калыгых и складчатых движениях. Осилесейемич!/' пТнХ свидетельствует выделяющаяся колоссальная эв₽- достигающая 1025 эрг или 1018 Дж. Особенную известность силой и разрушениями получи ди #)|, трясения и моретрясения в Юго-Восточной Азии, вдоль бере Тихого океана: в Чили, Мексике, Калифорнии, на Аляске. 27 та 1964 г. крупнейшее сейсмическое явление обрушилось наькр^. ны города Анкоридж с эпицентром на юге Аляски мощНпс?Ьи 11 баллов. Последствием землетрясения явились многочислен^, оползни и разрушения берегов. Одновременно произошло с ние земной коры в сторону моря участка шириной 350 м, д^.р 3,5 км и высотой 15 м. К западу по линии от острова Кадьяк в рону эпицентра вертикальными движениями была захвачена cQ мая большая территория в историческое время. Количество я "в было невелико только благодаря небольшой плотности населения. 18 апреля 1906 г. землетрясение силой 12 баллов обрушилось побережье Тихого океана с эпицентром в г. Сан-Францискп, по- чившее название «Пожар в Сан-Франциско». Огромный город' разрушен и сожжен полностью, буквально в течение неск .ъг ик минут. Геологи выяснили, что подземные толчки связаны с трех- соткилометровой линией смещения (рифтом) Сан-Андреас. С оме (еппи^л выглядит как пропиленная прямая линия. Смещгг:- (сдвиг) восточной и западной ’ м. К настоящему времени Сан-Францис ценным законам строительства ь ДРтел^НОЙ 3°Не’ В Г°Рах до сих Д тельств данного глоба Территория Чи~ Южной Америки - j писал еш-Ч п 4-Дарвин Бигль>в1835г roPQAaKoBce злинырг- частей земной коры составило , ко восстановлен по совре* в сейсмических районах. 0ди - пор сохранилось множ<д п и " льного события. ЛИ, расположенная вдоль западного посерей классическая страна землетрясен ы- Се ,г л в сво< и дневнике, который он вел на кор сьлн иПрСЫВаЯ землетРЯсение, разрушившее в 4 г1'‘ ки м г е П’Дивия. Особенности ни ни ’ин Чили* 'Цего у ег<. подножия „М ВЫсот Анд-Акоьгагуа (6962 м)" Г/ч П| 61 к о к в I 1 I I г t г t ( 1 (
Гчава 6 Морфогенез вулканических и сейсмических об* причиной многочисленных разрушительных зе :астр>• н биной гипоцентра до 700 км. Доказано, что Южная Америка надвигается в сторон ющего к ней части Тихого океана. Землетрясение 20-Z2 &я относится к числу глобальных, так как фиксировалось кими станциями на расстоянии 12 500 км. Даже на i нии в районе Кельна наблюдалось смещение почвенног г Вблизи эпицентра оно выразилось в многократных се’’ - толчках, разрывах горных пород, трещинах, оседании обши площадей ниже уровня моря и, наконец, в появлении в лн цу высотой до 12-15 м, которые двигались на берег со ск рое 300 м/с, т. е. почти 1000 км/ч. Чилийское цунами обош~ весь Земной шар. На Гавайских островах оно появилось через 15 ч (т было предсказано по расчетам). К сожалению, не все повер л ~ реданному тревожному предупреждению и 61 человек погиб. Т же случилось через 23 ч у берегов Японии, где высота душами до- стигала 10 м, и погибло 119 человек. По силе разрушений и количеству жертв трудно сравни ть м : - трясение и вызванное им цунами с событиями 26 декабря 2004 г.. охватившее огромные территории Юго-Восточной Азии. Очаг под водного землетрясения находился у северной оконечности острова Суматра на глубине 30 км. Дно океана разорвал мощный разлом, что вызвало сильнейший удар по водной толще снизу и образо ва- ние цунами, которое обрушилось на материк и острова со скоро- стью более 1000 км/ч. Цунами покрыло десятую часть побережья Индии. Огромная волна разрушила г. Мадрас, а всего в Индии по- гибло 15 тыс. человек. На побережье острова Шри-Ланка высота волны достигала 10 м. Цунами пришло раньше, чем в Индию, и чис- ло жертв было намного больше. Особенно высокие волны цунами обрушились на остров Суматра, Андаманские, Никобарские и Маль- дивские острова. Общее число погибших превысило 200 тыс. чел вок. По расчетам специалистов, энергия, высвободившаяся т» ты на Суматре, превышает в эквиваленте энергию 32 000 атом1 ь бомб, сброшенных на Хиросиму. Не меньшую роль в изменении и преобразовании земной п< в Н'Х'ти играют процессы, следующие за подземными тел : - о в горных районах. Наибольшее распространение -f м• . - _ ; осыпи, оползни, оплывины, осовы. В 1911 г. МОЩНЬ..' - *иире гозда । г) юти ну в долине р. Мургаб, достигающую hj 'N ** и ширины 5 км Выше плотины образовалось С цч-.х сое •
д.ЩНС ,о 60 КМ. в результате изменилось -.ft ef ° рек. Таково же происхожденир п ;*Чи(. “"Tfi’i сан на Кавказе; последствия АрмЙНр '«Ч,„ Ч Ге проявились в грандиозных оноЛзнях и ; “* .! м .рушения И изменения рельефа и3[!(ч.Т1'^^ч,.' - ХЙВ1,!' в 1949 г. обвалы и оползни, вызванные Хаи *1'- ИСТХ-Х. Юностью погребли селение Хаит, прич^ ' ' ‘ остигла нескольких десятков метров. Гедко землетрясения служат причиной гигант ”й которые производят разрушительную, преобра. '"Ч ,w на склонах, а у подножии гор формируют обши₽НЬ1 *4 9 , , оса, кроме того, создают плотины в горных ущельях и р* i репных рек. Рельефообразующая роль вулканических процессов. ВуЛКан 3 мли относится к числу важных факторов, формирующих и " образующих рельеф ее поверхности. Процесс вулканизма 3dr чается в возникновении и проникновении из глубин Земли на поверхность расплавленной и насыщенной газами магмы, т е у неральной массы, содержащей 40-80 % SiO2. Каждый вулкани - их группа «питается» из обособленных магматических очагов р положенных на глубине до 60-80 км в перидотитовой мантии Зе* ли. Магму, потерявшую при выходе на поверхность часть газов, обычно называют лавой. Количество вулканов, по разным исы. никам — около 800, а на дне океана их несколько тысяч. Bj лканический процесс не всегда заканчивается выходом лавы ет интРУзивный характер. При этом магма не достиы- веохностпП°ВеРХНОСТИ’ а ВТ0Ргается по трещинам и каналам в гс. куполообпазн7юЩИ °саД0чных ПоР°Д, приподнимая их и образу? дии верхний оса ПОВерхность- в процессе последующей дену' ^атичесгое тело ДОЧНЫИ Чехол РазРУпзается и затвердевшее ми чаЩевсегоб.и1’1ьт<аЗЫВаеТСЯ На повеРхноетн- Наиболее кр пны , |Т< литов. Нинбол0^16* ИНТрУЗИВНЬ1е образования носят назв: н” лакколиты, обычнлШее распР°стРанение на всей земле получи юЩие возвыщрЧнпп залегаюЩие на небольших глубинах, горные системы, сложенрь1 ПоР<Ъ1ам«. Ц . рJ Овыми сиенитами и другими магматич» КвВказе’ например, в окрести^ и»я) ““УнолообраанГ ИСЛ|>воДского плато поднимаются • ‘Я) До *8 («и зХ»\ВеРШИВ“• “«сотойor 200 м 0 -Р•>*' „ МИева) « 900 м (гори Бештау). У
p)<) f м)сохранился мощный осадочный чехол, на гору Бештау ны- чодиг на поверхность магматическая порода — бештаунит Клас- сические лакколиты представлены на Южном берегу Крыма. На- пиолыивп известностью пользуется Аю-Даг (Медведь-Гора), далеко вы цнощаяся в море у Гурзуфа, а также Плавка — между Гурзу- фом и Алуштой. Отрицательными формами эмбриональных вулканов можно на- зка гь маары — воронкообразные или цилиндрические углубления на земной поверхности. Во влажном климате они превращаются в озера. Обычно маары располагаются в областях древней вулка- нической деятельности, но вулканический процесс в них ограни- чен только одной взрывной (эксплозивной) фазой. Упругие вулка- нические газы прокладывают при этом путь от вулканического очага к поверхности, но извержения лавы не происходит, однако образуются трубки (кратеры взрыва). Величина и глубина мааров различается от 300 до 3000 м в поперечнике, а глубины — от 50 до 300 м. Маары в Европе изучены во Франции (Оверни), в Германии их насчитывается до 100. Чаще всего они четвертичного возраста. Более древние маары известны в Центральной Америке (Никара- гуа), на острове Ява, в Новой Зеландии. Нередко трубки взрыва мааров закупорены затвердевшими вулканическими продуктами. В Южно-Африканской республике (район Кимберлея) они образо- вались в меловой период и заполнены ультраосновной породой светло-синего цвета (кимберлитом), заключающей месторождения алмазов. Такие же кимберлитовые трубки, в которых добываются алмазы, распространены в Якутии, в том числе непосредственно вблизи Якутска. Настоящие вулканы (эффузивный вулканизм) различаются по вре мени проявления (современные и древние) и по способу выхода магмы на поверхность (площадные, линейные и центральные). Площадные извержения занимают огромные площади и свиде- тельствуют о значении вулканических процессов в формирован ии • •(‘мной коры. Выходя на поверхность, расплавленная лава созда вала слегка выпуклы0 или плоско волнистые плато так г лзые.н траппы. Наиболее крупные пермо-триасовые тр шп ы ан им ва Восточно-Сибирском плоскогорье площадь 1,5 лн км (>>• составляют основу плоскогорья Декан на полуострове Индостан, пальтовых плато в Патагонии, Колумбийское плато в Колумбии. Ниболее молодые трапы занимают Армянское вулканическое на- горы».
и „жеиия приурочены к тектонически^ «ей.»-- ^,.1М „азтомам. где жидкая лава обр^н,,. „ дубинным РИфчх’1 „ изредка во время изверженийУ Т'Ч. ^азаую •ли,Х%и,.етвенный в мире пример соврем^Ч 2яза<-е‘Ч,<,ЛРЛЫ:м1 находится на острове Исландия- ясного »Улка1^ ' .цины Лаки изверглось 12,5 км* лавы, лаки- в 1'33ь ‘ 565 км2. Относительно молодые треШииРа« разлилась на пто । Сепсрном острове Новой Зеланди^4 Rble вулканы <^₽У« ’ „ичсские извержения получили наиболь, спрсктранение в современную геологическую эпоху. В Вдло^ кГеХуются тем, что из магматических очагов расплав nuc “ Z вверх под давлением газов по каналу (жерлу) и вых0ДИт £ поверхность из кратера. При извержении имеют место три типа процессов, формируй щих разнообразие центрального вулканизма: экструзивный, эф- фузивный и эксплозивный. Экструзивный получил также название пелейского по имени вулкана Мон-Пеле на острове Мартиника, известного своим извер- жением 1902 г. Особенности пелейских вулканов заключаются в том, что в начале извержения жерло закупоривается очень плот- ной однородной кислой лавой. Скопившиеся под ней газы с тем- пературой около +100 °C и сильным давлением, поднимают за- твердевшую лаву над кратером, образуя горячее газовое облако, устремляющееся вниз по склону вулкана, сжигая все на своем пути. Так случилось в 1902 г., когда раскаленные газы уничтожи- ли город Сен Пьер с населением 28 тыс. человек, а из кратера еще долго возвышался лавовый «палец». Экструзивный характер вут ennwa Ма °писан на Камчатке вулканы Шивелуч и Авачинская ем в жеолр rnn (взрывной) тип отложения отличается скоплена* лавового потоками Я30В **ИХ бурпым сбросом на поверхность б з ДУктов и пепла наскп п ГИЯ Газового облака и выброс рыхлых про- шению самого вулка ЬК° В<?Л Ики’ что приводят не только к ра^Р' рии. Печальную m Но и к изменению окружающей террит получил считающИйРаТНОСТЬ такого типа извержения в 1?^ иыи в Зондск I поолиГ°ТУХШИМ вулкан Кракатау, распел J * рьшабылпр гич М'ЖДУ Явой и Суматрой. В р<^1Ь Ра ювзлись три матр>НИЧТОЖеН ОСТРОВ Кракатау и на его * Масса острова - РаьРата, Серг> „ и F i Дканических бомб состави 1 14 ’ Гм а щ ei м О н к С 3 б я б L Г Г ь I 1 R ] I i < « 1 ] I ( 1 1 - 1
АЛчМ» 1 '* -ЗНИЧ, КИК И ;ci- М.ИЧс’СКИХ -/>-,к ц-и gc I цндь, .шнятая пеплом 827 тыс. км . В воде п< ,к ; ир< при i в пем <у, которая формировала плавучие островл О псп . (.j। lt’ 1Ч> ю«' с • рашные яв.юния вызвали гигантские волны цхни • и ч псх эрежьях густонаселенных островов Я вы, ( уммтрыи др. Они f.si •H.i.in гибель 36 тыс. человек. Такого ж<* типа извержение, лс меньшими потерями для людей, произош ло в 191 2 г. на Хл гс к<\ Вулканическим конус Катмай высотой 2286 м внезапно ♦< >. ки 1 • Си ibHt мшие взрывы и выходы газов снесли вершину горы, обра- зовав на ее месте огромную кальдеру диаметром 4 км и г губиной бо юе 1000 м. Окрестности вулкана превратились в равнину, с ю- женную вулканическим туфом, обломками пемзы, андезитовых бомб, перемешанных с осадочными породами.1 [срез их толщу с боль ших глубин на поверхность вырываются многочисленные струи пера и газа — так называемые фумаролы, за что эта территория получила название «Долины тысячи дымов». Наибольшее распространение на Земле имеют эффузивные вул- каны. которые отличаются свободным вытеканием лавы из жерла. В их числе выделяется два типа — щитовые (или лавовые) и стра- товулканы (слоистые). Отличительная особенность щитовых вулканов состоит в извер- жении очень жидкой (менее 50 % SiO2) лавы, вытекающей свобод- но из широкой кальдеры. В результате образуется плоский по фор ме вулканический конус. Классическим примером этого типа являются вулканы Гавайских островов. Наибольший по п пощади остров — Гавайи — состоит из трех вулканов: Мауна-Кеа, Мауна- Лоа. Килауэа. Над уровнем моря данные вулканы поднимаются на высоту более 4000 м (Мауна-Кеа — 4214 м). Следует учитывать, что подводная часть острова Гавайи поднимается со дна океана с глу- бины 5000 м и полностью состоит из вулканических пород. Следо- вательно, высота некоторых вулканов достигает 9000 м. Плоская поверхность горы позволяет образоваться на склоне Килауэа лавовому озеру, которое поднимается на высоту 100 м над окружающей местностью. Во время извержения лава переливается через край и образует потоки длиной в несколько километров. При ильном ветре на поверхности озера возникают «волны», а иног- 8 1 * луче образуются тонкие нити — так называемые «огненны*1 1'*сы» или «волосы Пеле». Последнее извержение (2006) вы < '° ^ввовые реки, достигающие берега океана. ломстые вулканы, или стратовулканы, отличаются (гг других Г1(Поп в первую очередь своим внутренним сгроенш'м и ф.^мпи,
ICT her: 96 —"~~ . ратных и ' "ий Лих, ф,*ймЛч;с -я • °1’го .изкакконуеу.у--'"'"1''1 • - К "*** значительными и М..-* 'И,,^лиНия« <’СНОВНЫХ Г<"К и,;,1 "'* • неко «У И Ср. ДИ х-мному. 1 ри 4.Чх,40.у,.' ” Т“!“7япоНИя) Чимборасо (Эквадор), Ключ.-вггая и Мю ; ф' ;1ИЯги(К м »««),Килиманджаро(Восточная ЛфРИка)>п. “;ь (Мексика). Значительная высот юр ш-р.-дю „R ; КЛП Пт патьему магмы по главному жерлу и то. да по тр< щ Ин<1м „ 1 Х.х возникают паразитические вулканы, извергающие 1 [римером может быть наиболее высокий вул кан Европы (3313 м). В древних кальдерах некоторых вулканов наблюдается развитие мс тодых вулканических конусов. В кальдере Везувия, например, е ть остатки древнего вулкана (Монте-Сомма), возраст которою 12 000 лет. Такие же явления характеризуют кальдеру вулкана Крашенинникова на Камчатке. Извержения стратовулканов известны крупными изменениями в геологии и геоморфологии окружающей территории, а также трагическими событиями. В этом отношении наиболее изучено извержение Везувия, расположенного на острове в Неаполитан- ском заливе. В 79 г. после длительного периода спокойствия, когда вулкан считался потухшим, а на его плоской вершине про- одили учения римских легионов, гора внезапно «ожила*. Извер- вами иНачалось подземными точками, которые сменились взры- пемзы бом5°СаМИ И3 жеРла огромных масс раскаленного пепла, вид потоков, растекЛа™шИГ°ЯВЛеНИе ЛЙВЫ разного состава ИММ° «их продуктов были нТстоЛьк^ИаЛЬН°’ Выбросы пиропластиче- гребены города Пом г ЬК° велики» что под толщей были по ся’<и жителей. ПDoпПeИ, еркуланУм и Стабия. В них погибли ты рода — Орте, Пооти° МН<^° лет’ и на этом месте выросли новые Жения Помпеи, Стабия И г езина’ а погребенные во время извер в середИНе xviil п еРк^ланУм были вновь «открыты*ТО1Ь наиб^ аКТИНным’ егодрят°СЛе первого извержения Везувий ст ^ь1еесИльно _ _ ельность повторялось неоднократно, и какп1*е^чаЦь [ 1737’ 1812. 1906, 1941 гг. ВИл°, К Мо.тлдц ’ то йулкаиидм на Материках приУР°че" еосинклинальным зонам. Не менее в -ь
Глава 6 Морфогенез вулканических и сейсмических областей 97 ной закономерностью следует считать связь и распространение современного вулканизма с осями срединно-океанических хреб- тов. Пос ю ши нередко ♦увенчиваются» островами и их группами, пестр*-м?н н ымп ву киническими породами и действующими вулка- нами: Гавайские. Азорские, Галапагосские, Канарские, Сейшель- ские, Мальдивские, остров Пасхи, а также самый крупный вулка- н ячеек и й остров Исландия с вулканом Гекла. Известно, что вулканические проявления иногда наблюдаются на гол ?ах человека. В литературе описаны случаи появления в ре- зультате под водных извержений островов из вулканического туфа. Такой остров Фердинандеа возник в Средиземном море, а остров Иоанна Богослова — в группе Алеутских островов. Морские волны быстро разрушили молодые острова. 20 февраля 1943 г. мексикан- ский крестьянин Динисио Пулидо заметил на своем поле трещину, из которой поднимался пар, выбрасывались горячие камни и пе- пел. К у тру вырос 10-метровый конус твердых вулканических про- дуктов, а к 1952 г. высота конуса достигла 457 м над уровнем пла- то, площадь, покрытая лавой, составила 24,8 км2. Этот вулкан Парикутин непрерывно действовал 10 лет. Своеобразные геоморфологические процессы преобразуют горы потухших вулканов. Талые и дождевые воды, временные потоки, двигаясь от вершин к подошвам, образуют радиальную систему глубоких долин — барранкосов, которые по мере разрушения вулканического конуса превращаются в радиальную сеть речных долин. По мере денудации вулканического рельефа более стойкие скоп- ления лавы отпрепарируются, образуя причудливые останцы, слепки жерла, получившие в разных странах собственные назва- ния: ♦ Башня дьявола» — национальный природный памятник США в северо-восточной части Вайоминга высотой около 200 м, сл ч- шый фонолит >вым порфиром, преобразованным столбчатой отдельностью з результате выветривания. Такого же типа — Дра- ко? -‘вы скалы в рейнских горах, гора Исхарен в массиве Ахаггар. В областях древних площадных извержений базальтовой и ан- т >вой лавы описаны так называемые мостовые гиганты, обра- зованные в результате выветривания и денудации. Поверхность приобретает полигональный рисунок, напоминающий искусствен но выложенные каменные мостовые. Под влиянием деструктив- ных процессов форма потухших вулканов заметно изменяется. ® Условиях влажного климата кальдеры и кратеры нередко разр\
» м рзМИ, бухтами и заливами. Щ (зполияи>;7 <хИ1,1РД,1геи.в(-стНабухта.ЛьвиНая и*4” , нКМ»”'г‘“ ,)13 порах достигает 10 кмвЛИ4Ие7 . ® ^'^^е„нтвре®ВВ1МИ поствулканическими * ; м.»ы Места их распространения й ' • ,5^ «^’^т.» (рис-6-1), в Новой .3, Vi! Т ливеь о*ров««* „ознакомимся с гейзерами т ч призера 60 ,<* „аока в США, основанного в 1872 г ^:;на11«она.аьногопаркав С Камчатка Долина гейзеров •орячи Истом но’тфу, f °и-'1)ов— щеючмые или гульф^1711'11 3^рит (травертин). Ния с лежяп
r — каноггнные породы имеют возраст около 15 млн лет. Расплавы, поднимаясь по глубоким трещинам, нагревают грунтовые воды в районе гейзеров до температуры кипения, что вызывает взрыв- выброс на высоту нескольких метров кипящего раствора гейзера. Затем наступает период спокойного состояния всей системы до мо- мента нового «извержения» кипящей, обогащенной многими мине- ральными веществами воды. Некоторые гейзеры Йетоустонского парка фонтанируют на высоту более 30 м. Наиболее известный гей- зер — Олд Фейт Фул («Старый служака») — открыт в 1970 г. Его особенность заключается в том, что фонтанирует он регулярно поч- ти каждый час. За год он «работает» 8 тыс раз. Струя горячей воды «Старого Служаки» фонтанирует на высоту около 40-50 м и уже в течение около 100 лет. Говоря о вулканизме на Земле, целесообразно упомянуть о вул- канических процессах на других планетах Солнечной системы. Современные исследования космоса свидетельствуют о широком распространении на Луне вулканических форм рельефа и продук- тов вулканических извержений. Они представлены древними кра- терами, площадными излияниями и куполами высотой в сотни метров. Абсолютный возраст вулканических пород Луны составля- ет от 3 до 4,4 млрд лет. Вулканизм обнаружен и на Марсе, особенно в южном его полушарии. Он представлен кратерами и щитовыми конусами. В северном полушарии Марса высота вулканических гор достигает 19 км, а возраст вулканов — от 800 млн до 4 млрд лет. Вулканические формы рельефа обнаружены также на Меркурии. По внешнему виду грязевые вулканы весьма сходны с настоящи- ми, но отличаются от них гораздо меньшими размерами и продук- тами извержения. В результате извержения выделяются глинис- тые породы, насыщенные водой и превращенные в грязь различной консистенции. В зависимости от причин возникновения грязевые вулканы можно разделить на: 1) связанные с выделением горючих газов; 2) приуроченные к областям магматического вулканизма и обус- ловлен ные выбросами магматических газов. Грязевые вулканы первой группы располагаются в сводовых частях антиклинальных нефтяных структур (Апшеронский, Та- • анский, Керченский полуострова). При извержении выделяются Метап> углекислый газ, сероводород. Наиболее крупные грязевые вулканы достигают высоты 400- 500 м и имеют диаметр 5 -6 км. кРУжн«»сть основания вулкана Горелая Могила на берегу Таман-
Раздел 2. Энло, ивя _ около 3 км. Крупное изверЖение ехол, ^,й^1794 г. ДрУ™я гРУппа Паевых вулканов ° X,s ирожзош-Ю в лканИческий пепел, насыщенный во»!* Ч, *еИк"“ на Камчатке, на острове СнЦИЛИя> в Америке и друтих раионах- ач
Раздел 3 ЭКЗОГЕННЫЙ МОРФОГЕНЕЗ
и СКЛОНОВЫЕ ПроцЕ , 1 Выветривоние „Я числе экзогенных процессов занимает вЫв, Огс ' * Учение и глубокое преобразование поверХн'’ ' «пород под воздействием колебаний температуру, слоягорныхп и кислоты, органических кислот и некоТог„ ЯНИ’Дм вызванных деятельностью живых организмов, в * Хтате выветривания образуется поверхностный слой оСачоч111| иород— КОра выветривания (зона гипергенеза), обладающая ин- дивидуальными свойствами в разных природных зонах. Мощное-, коры выветривания в полярных странах не превышает несколы метров, а в экваториальном климате может достигать 100 м и б лее. Интенсивному выветриванию больше подвергаются магма; ческие, метаморфические породы сложного минералогичсск и хи [ического состава. Простые, однородные по составу осадочную породы (например, кварцевые пески, глины), уже прошедшие щ цесс гипергенеза, испытывают выветривание в меньшей степе) I. Под влиянием выветривания во многих горных породах во ; i Фоом^птпИЧеСКаЯ тр€гциноват°сть, которая создает опред< ichhi ^рР, при BbiRPT ограниченные четкими плоскостями. Напу Цельность, в граВаНИИ ^азальтов и андезитов возникает сто то’ , лавах - канатовилняст^ ~~ Плитчатая (матрацевидная), в некою? ч ^правление инт 1веРевочная), шаровая отдельность и т. д. Сят с климата свпйНСИВН°СТЬ’ резУльтаты выветривания “ важнейшим8 И Степени Устойчивости горных ог ро JK0CTb и ^плопров^П°Ка3аТеЛЯМ Устойчивости < >тносяк ороц£аГревается лишь Н0Сть‘ ^ри слабой теплопроводное ’^ХеЖИИя и раетяж РХНеМ СЛОе’ в и™ W ' тТУ4т<?ЧПеРат’>п, евия в Условиях значительны^ *** < Я ИНТ|‘Н- ивное п Ложно построенные поро (И ( ‘ '--«••чи» (Ос "осравнению с однородный^ 1,1 гладкими ;Н!ДУТ
0МП 7 Выветривание и ocAQwoet.!? процессы 103 ее зона ум иной ПОДНИлНОС ги всех КОМНСНсЧПчН Рис. 7.1. Схема образования коры выветривания в условиях различных ландшафтных зон (по Н. М Страхову) 1 — материнская порода; 2 — зона химически малоизмененной дресвы; 3 — гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая зона. 4 — каолинитовая зона; 5 — охры (А12О3); 6 — железистый панцирь (Fe2O,+AI2O3); 7 — годовое испарение; 8 — средняя годовая температура; 9 — средняя годовая сумма атмосферных осадков; 10 — годовой опад органического (растительного) ещества Физическое выветривание вызывается резкими суточными и го- довыми колебаниями температур, поэтому наиботее ярко выраже- но в пустынях и на высоких горных плато. Оно сочетается с мороз- ным выветриванием, характерным для холодного и высокогорного климата с попеременным оттаиванием и замерзанием воды в тре- щинах горных пород. Для физического выветривания типично Разрушение горных пород при незначительном изменении их ми- н ралогического и химического состава. В резу тьтате на пло< них поверхностях образуется грубообломочная кора выветривания 1 ипц элювия, на наклонных — коллювия. имическое выветривание происходит иод 1 >здсйстви<*м но .м Растворенных в ней кислот, газов (кислорода и углекислого ‘•9- Большую роль играет, кроме того, деятельность р.« ги гель-
„„гпнизмов, особенно бактерий и гри6 Гори‘ * порОД Ие°пны "пя влажных экваториальных и субэ °£я а также для летнего периода лесной Зо^ риальных влииатовыветривпния сводятся к опреда Процессы хими «е окНСЛению, гидратации, раствор^ химическим щдратация интенсивнее проявляются ’ гидролизу окис ой валентностью. Например, окислен^ Н0Ш₽НИ,ов и горных пород, содержащих железо в закисной фоРМе минералов я г р одит превращение сульфидов в лиМоНйт :;₽^лХ^(пирит)+пОг+пШР-.Ее8О^Рег(80л4 О пН.,0 (лимонит). Примером гидратации может служить пе- реход ангидрита в гипс: CaSO, + 2Н2О -> CaSO4 2Н2О. Процесс растворения очень распространен в природе, особенно в осадочных горных породах — хлоридных (каменная соль), суль- фатных (гипс), карбонатных (известняк, доломит, мел). Происхо- дит вынос растворенных пород текучими водами, и на их месте возникают пустоты, понижения, провалы. При выветривании бо- лее устойчивых пород сложного состава в процессе гидролиза воз- никают новые глинистые минералы — каолинит — монтморилло- нит, гидрослюды (гидробиотит, гидромусковит) и т. д. Растительные организмы — мощный фактор выветривания в условиях теплого и умеренного климатов. В процессе жизнеде- ятельности они используют из почв и размельченных пород необ- ходимые для развития минеральные соединения К, Na, Са, Si, Mg, Р, S, Al, Fe и др., одновременно выделяя органические кислоты и кислород (при фотосинтезе), которые являются активными фак- торами окисления и растворения. ппл зависимости от преобладания или участия перечисленных в хоТлС:В Ф°РМИРУЮТСЯ КОРЫ выветривания: гидрослюдистая " нистого состава1—РеННЫХ зонах; монтмориллонитовая кора гли- каотиновая ко™» СТепях и полупустынях с жарким климатом, Рот: мощная латрп В Теплом и влажном климате умеренных ши ваториальных и Н&Я кора Во влажном жарком климате эк л^ов, В которой п2„ЭКВаториальных широт. В зоне смешанных пространениегидпорпЛ°ЖеНа ТеРРит°рия Беларуси, получилиР^с коры йыве трИван юДистая, каолиновая, монтмориллонитов С «Роцессами ф01м’к°Т’’рмг.в,МН41?^“®ания связано образование скульптуру в Результате от препарирования проШ1
Глзра 7 Выветривай* ie и с- *он< < -.цххKCtt-i ми выветривания стойких к разруп к-чию порол. залегающих в боже мягких. В результате нередко встречаются осп лип ы причудливых неповторимых очертаний, зависящих как от строения пород, так и от климатических ус ловий. В литературе имеет<’Я описан ие таких образований в горах центральной Европы, из которых наиболее из- вестны Тши-Турне (три камня) в Судетах (Силезия). Сложены такие памятники природы трещиноватыми гранитами с отчетливой матра- евиднойотдельностью, придающей им форму «мешковс шерстью», которые наложены один на другого. Слюдистые сланцы, в толщу которых некогда внедрился гранитный лакколит, давно разрушены, и Тши-Турне возвышаются причудливыми скалами. На западе США (Вайоминг) среди относительно плоской поверх- ности отвесно поднимается 200-метровая ска та диаметром 240 м ♦Башня дьявола», сложенная магматической породой (фонолито- вым порфиром), образующей мощные пятигранные столбы от подножия до вершины. Оформилась башня в результате отпрепари- рования заполненного лавой жерла древнего вулкана, захороненно- го под осадочными породами, а затем вскрытого выветриванием. Подобным образом возникли Драконова скала в Рейнских горах, г. Исхарен в массиве Ахаггар. В Центральной Австралии известна островная гора Эйрс-Рок, возвышающаяся над равниной, покрытой красными песками, на 950 м. Данная скала сложена слоями аркозо- вого песчаника с ребристой поверхностью. В условиях тропического климата от поверхности скалы откалываются слои в виде скорлуп (десквамация), обнажающие внутренние части породы. Подобные формы называются ♦сахарными головами». У подножия такой «го- ловы» расположен г. Рио-де-Жанейро. Скульптх рпые формы в пес- чаниках можно наблюдать в Болгарии вблизи города Белоградчик (Белоградчикские скалы) в виде множества причудливых останцев, отпрепарированных выветриванием. В 18 км от Варны расположен заповедник «Побитые камни» с каменными колоннами и столбами высотой 5-6 м. Своеобразно]! формой выветрив и ия являются зем- ляные пирамиды в аридном к ли мате. 7-2. Склоновые процессы Разнообрази»- рельефа поверхности Земли представлено сово- Уиностью его элементов, создающих сочетание поверх ногтей линейных элементов. К ним относятся наклонные поверхиос- t клоны, на которых в перемещения вещества основную роль
,06__________ (сила тяжести), ориентированная вниз По . играет гравита1^' дится более 80 % поверхности суШи. с '*"<> ну. На их долю пр интеНСИВНОСтью распространены Прак^- выепропесеывР ся при взаимодеиствии сил грав * " ки везде иР^ ыхлых пород между собой искорени ц«и и сцепления я происходит перемещение продуктов вцЛ ₽ Тя накопление их на участках сокращения угла наклона. ]£’ X поДды, возникающие в процессе склоновой денудации> ^Зкггся в аллювиальные, морские и другие осадочные^ Хиж Связь склоновых процессов и выветривания выражу в скорости удаления со склонов разрушенного материала, в итоге обнажаются коренные породы, которые снова включаются в меха- низм выветривания. Таким образом, темп склоновых процессов определяет быстроту денудации, поэтому их изучение играет бо ль- шую роль в геоморфологии. Склоны различаются: ♦ по крутизне: крутые — более 15°, средней крутизны — 8-15 , пологие — 4-8°, очень пологие — 2—4°; ♦ по длине: длинные — более 500 м, средней длины — 50-500 м, короткие менее — 50 м; ♦ по форме (прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые); ♦ по направлению склоновых процессов и их результатам. К наиболее распространенным относятся обвальные, осыпные, лавинные, оползневые, солифлюкционные, делювиальные, деф- люкционные. Обвальные склоны формируются в горах в процессе отрыва рупных глыб и перемещения их к подножию. В верхней части лит стенки (плоскости) срыва и ниши, а в нижней происхо- неоелкл и^ЯД°ЧНОе скопление рыхлого материала. Горные обвалы в долине п СМТ °Гр?мные Размеры. Например, при обвале в 1911г. несенных ВОЗНИКЛО кРУПное Сарезское озеро, объем вьг Риала одного В1Х Продуктов составил около 7 млрд т. Объем мате- ^валовзапоужип валов в Альпах достигал 15 км3. В результате Ся глыб на склон аются Реки, при быстром движении оторвавши- К°^еВИЯгРУбогоматериа™Ю1-ГЛУбОКИе борозды’ на УчасткаХ®’ Осыпные склонит г. Р а каменные «моря» и т. д. к°го вь1ветрИва вязаны с интенсивным проявлением физит|’4 П^кт«, неоднократно соскальзывая 1-2 м Мн_2кело6ооб₽аз«’*углубление ОСЫПНОЙ |<Л* численные осыпные лотки, углув**®** ''
Гл^а7 Выветри^-- - • 107 лыми водами, расч е . < . t. эигт-, эпо эх ность, на которой вы де 1яют< я разно.«j ч£зн>ганцы ь ни, ч- башен, колонн, плосковершинных крутое i _~о ИНЬ X • трое НИ ИТ. ' В ни жн< й части склонов формируются осыпи, сложен ны» бес пор я точными скоплениями рыхлых продуктов ко iiotiuc.v (or лат. < olluvio — скопление, беспорядочная груда). При 0601 щении дож • >кыми воде ми коллювий становится подвижной грязекзмени;-т» и массой. В горах на крутых (20—30 ) склонах образуюг< > кр\ п нооблом«эн- ные россыпи в виде курумов, каменные моря или линейно вытяну- тые каменные реки. Лавинные склоны характерны для горных рз ионов с устойчивым снежным покровом в течение года. Низвергающшх’я вниз снежные лавины по составу делятся на сухие (пылевидные) и грунтовые, т. е. насыщенные водой. Первые слагаются из сухого распы ленного сне- га, выпавшего при сильных морозах, и обрушиваются вниз шмой при перегрузке склона снегом. Грунтовые лавины состоят из плотно- го тяжелого связного снега с большим количеством воды. Срываясь весной со склонов, такие лавины несут вырванные с корнем деревья, массы рыхлого и каменного материала, валуны и обломки скал. С геоморфологической точки зрения различают лоз новые и пры- гающие лавины. Деятельность лавин выражается в образовании крутостенных, плоско-вогнутых, врезанных в склоны лотков, ко торые становятся их постоянными путями и оканчиваются мощ- ными конусами выноса, накопление снегового и обломочного ма- териала достигает объема до 50 млн м5 и более. Оползневые склоны образуются не только в горах, но и на равни- нах, где приурочены к долинам крупных рек, берегам морей и озер. Необходимым условием оползней следует с штать поде i иллпие водо- проницаемых пород водоупорными. После нис служат поверхностью скольжения верхнего сл< »я пород. Как и обвальные, оползневые ск. ю- ны — мощное стихийное явление, они вызывают разру тенил и вынос огромных масс рыхлого материв и. Нередко оп нши обусловлены деятельностью человека: строительство здании, юмлнныг работы .со ’ружение туннелей или плотин значительно у'.к шчнвают нагрузки на склоны, подверженные сш>л:шнию и трсоуь »т точных инженщ -ных Расчетов устойчивости склонов в каждом t онщичн м< гучаг. Описанные склоновые процессы отличаются быстротой нроянле- иия и внешне хорошо сметными результатами. Другой х имеют склоновые процессы типа сползания г небольшой скоростью снижения грунта. Данные медленные движения обусловлены двй-
crime --------.______________________ Лунный --------------------------------_ .жести. проникающей во/ г, а также or0fM ...Я И .жх-тно. что почва и рыхлы- гру111 Им •»•*»»***• • при замерзании или во врем-,. Д()>к ”'4 ** ^^мтотпшшшииили высыхании. Каждый раз,- '• ч .....припзднимаетсжнао.о 1 ем),„ll(^ ;? -ястиць1 «есколько см| "(п7'ч пни., я? ч^тоем^ая .шг.ишобразные движения. Такие 11илР|1Ия ' . у.ж !r.ua;.on,e крипа--сполза ния. Кажд.яй разнице1111Д * ,.Mt. це.х.п-я бо-W мелкие частицы, вместе с тем происходит * мг. < ' | ля. но постоянная дифференциация частиц по механик кому составу. В итоге в мникают различного строения структур^ ру •. ы В тун хровой -• эне известны такие криогенные формы, к,,у мс л к 11ьца, мед ьтьонная тундра и т. д. Явление крипа очень медленное, в год о 1 не превышает 1 см, но в течение длительного нремени процесс выражается в перераспределении и перемещении • астр . рыхлых горных пород с общей тенденцией плоскостного емким к еполажпвАИию склонов. В • п гаге ме ;ленного смещения слоя рыхлых горных пород ’v 1 характерные солифлюкционныесклоны,типичные для областей мнш олетней мерзлоты. В период летнего таяния вер ' ' ' ’ ‘ °Р 1ЫХ п ?рид насыщается водой и приобретает спосгю- но» тъ мех1еино передвигаться по склону даже при небольших ук- лонах. В нижней части склона образуются солифлюкционные 'И в языков шириной в несколько метров. Процессы 10X11,1,1 11*®ЛЮдаются и во влажной экваториальной зоне. Mtm/nT асЫ1Дение грунтов вызывается обильными осадками дХиГ,,ени<‘‘'’.глин'и;тыхгрувтов- холмистых ЛЬНЫе СКТО"Ы широко распространены на равнины1,1 pwj’.iMMTr пеорП°РИЯХ В г'мидном климате. Они формируется Щам влмяквем w*ei^e ИЯ Ме'|Коземап° склону под транспир! <Нио “"смываю» пК'1ХстрУек Дождевых и снеговых вод (от л1Т- ЛеТ1,Ы1»» пичец а *иеи части склона образуются смытые О гт» ~~ бекССтруктурные намыты* по' •*₽°Ч‘остей Оов-гХи Ы’ С об1цсй тенденцией к вынолажнв»< Д₽л*««альные процессы, някопЛ» . *Но* Р*епггел.мИНТРНСИВНсе ПРИ отсутствии на сь ' Условие Хжпа._0СТИ И Широкой пяспяптк-о TPI)I)HT(>P»’rf- ц*мм1а в» lrfP: си, i явле ния л <‘нЧ;,х 1 ,Лм ьмн Р»спгюетра|„,иы п ................тьделк>»>”,д
Глэеэ ВЫ1АПрии.1ни, и. .щ.,,. щ * .ц.. _ - ——1 “ I W«J При небольших у > юн «х и vli юшш.м р.и щюгтрншшии расти- тельного покрова формпру к»п и <<*ф покционныг склоны, для ко- торых харя к epi > 1 но* гсЧ( hip и $ '1'1( гш<м вы .«вливание увлажненн > о ipyiiia При н< <м игре и ш<> ема обеспе- чивается температурными i олебани >ми и разоры и ивающим дей- ствием дождевых капе и.. При выели ои степени увлажнения дерно- вый покров < ползает, разрывается, в результате формируются ступеньки наподобие* миниатюрных оползней. Такое явление, на- зываемое децерици* и, усиливается при выпасе скота, который ис- пользует ступеньки (террас j. i) и создает узкие, параллельные одна другой горизонтальные площадки «коровьи тропы». Таким образом, склоновые процессы отражают зональные (ре- жим увлажнения, температуры, характер выветривания) и азо- нальные процессы (углы наклона, механический и литологичес- кий состав слагающих пород, общее направление движения земной коры), а также характер и интенсивность хозяйственной деятель- ности. В зависимости от происхождения, морфологических особен- ностей, состава и мощности рыхлых отложений выделяются скло- ны собственно гравитационные (обвальные, осыпные), склоны блоковых движений, при образовании которых смещение вниз крупных блоков горных пород происходит под действием гравита- ции и подземных вод (оползневые), склоны массового смещения чехла рыхлого материала под действием воды (солифлюкционные, крип), склоны делювиальные. Общее направление процессов ведет к понижению водоразделов и заполнению понижений. На месте расчлененного рельефа возника- ет выровненная, почти равнинная поверхность, которую У. М. Дей- вис назвал пенепленом, а процесс выравнивания (планации) он классифицировал как пенепленизация. Существует и другая возможность планации поверхности в ре- зультате развития склоновых процессов Опа включается в процес- се педипленизации (от лат. pedis нога; англ, plain равнина), т. е. выравнивании «сбоку» путем отступления (боковой эрозии) крутых склонов речных долин, морских побережий в сторону водо- разделов. Образуются широкие пологие денудированные площа- ди педименты, среди которых возвышаются плосковершинные нп ы древней поверхности Постепенш> о< тэнцы нивелируются, и всвникаетсопочно-останцопая(мел1 осопочная)поверхность п> д^пл^н(рие. 7.2, 7.3). Ь работах .многих авторов высказываются мневцж о преоблада- нии пенепленизации в условиях гумидного климата, а педипле-
110 . „ климате. Выровненный р₽ 1ьрф 'ВаиХ. иногда называют «гобийским,. , „рилном кли«амонголии, Казахстане, Сахаре, ВоЛЬщ *>, Р--”Р°СТР^ Америки, Центральной Австралии, т. е. в Р,к. 7.2. Принципиальная схема пенепленизации по У. М. Дейвису (а) и В Пенку < Стрелками показано направление отступания склонов, 1-6 — последовате .ъные стадии развития пенеплена и педиплена Р -с 7 3 Педиплен с отдельными останцами (по Н В Баш . бг -и »пи^Н0М К лимате’ ^^нно при длительной тектонической с i.г НатерпитооииГГ1УГКаНИИ’ преоблаДаег процесс планации «сверху», вание с помет п Ларус и важнейшее значение приобретаетвыравнй* частиопа1ая*п1Ю процессов Л№°ВДообраэов*|(ия, дефлюкции и • осыпных явлений. с°кал гектоиическ** Вертикаль,1Ь1х амплитуд рельефа Зем.яь ’ го Развития пплпЛЯаКТИВНОСТЬСОЗДа,''и ’• СЛ( вия 11Я ин1’ н 1 *°охУ.<Их>выаЫ1|л СѰ Денуда1^ив в современиую т > •и с материков и ^еМ<ЧЦ< ние Моц1.ных масс рыхлого матер ’Роисходиу огадКлч НЫа ' истом 8 ^вправлении базиса <и ’’ *ХГП ["НИ” В Р-> льтате одн.вг>— ^•ниа<,<ие/нФФ^жцнации поверхности идете? интсисн.* ‘ < Bej ко зел ле. те. му фг ги ел ра нс зе т I Н HI тс AJ ei ш II н< HI 14 Il< QI П» 41 IH
Глава 8 Элювиальный рельеф 8.1. Общие закономерности работы водотоков Одним из важнейших экзогенных факторов, преобразующих по- верхность Земли, является деятельность текучих вод, движение которых направлено обычно из мест более высоких в понижения земной поверхности. Текучие воды — талые снеговые, дождевые, ледниковые, ручьевые, речные — производят огромную разруши- тельную (эрозионную), транспортирующую и накопительную (акку- мулятивную) работу, величина которой зависит от ряда природных факторов. Согласно данным, собранным в период Международного гидрологического десятилетия 1965-1974 гг., все реки земного шара ежегодно выносят в море в среднем приблизительно 20 млрд т мине- ральных осадков (твердый сток), что соответствует сносу с поверх- ности суши слоя в 3 см толщиной каждую тысячу лет. Средний по земному шару сток взвешенных наносов рек соответствует сносу 201 т материала с каждого квадратного километра суши. Текучие воды образуют нерусловой (склоновый) и русловой сток. Нерусловые потоки растекаются по наклонной поверхности сплош- ным водным слоем во время выпадения ливневых осадков или ин- тенсивного таяния снега (плоскостной смыв). При небольших, но длительных осадках, особенно ранней весной, когда еще сохраня- ется мерзлый зимний слой, возникает струйчатый смыв, формирую- щий на наклонной поверхности сеть временных микроборозд. Плоскостной и струйчатый смыв наиболее активен на относитель- но крутых склонах, не задернованных растительностью, сложен- ных водоупорными грунтами. Накопленный слой смытого рыхло- го материала в горных странах в виде конусов выноса временных потоков образует особую породу — пролювий (от лат. proluo — сно- ШУ течением), в равнинных же странах формируется делювий, покрывающий плащом нижние части склонов. Деятельность временных и постоянных рус левых потоков под- «Иняется определенным законам, которые прояв ляются как в боль ^Их так и в малых ручьях, поэтому изучать их деятельность
Полынях искусственных моде лях. В v *-я° на \htch к следующему . мно«ь< < СР сходство рч-словь X П, ток, .в в цл ^^отьвом профилях; все русловые водот0Ки^. реЧН0М «X вытянутых углублениях - долинах, » п. «ены в лине встрече сливаются один с дРуг11м ‘Ч.. ИерХаеКироизводимая русловым водотоком, зависит от его те. кинетической энергии, которая определяй ВОЙ СИЛЫ». '-ИН- формуле mv: Гл О! Л Т К F > гдеР - живая сила, т — масса воды, v — скорость течения. ТаК1 образом, работа водотока пропорциональна массе воды в нем, пи- рату скорости. т. е. величине уклона. Если масса воды увеличив* ется, например, в 4 раза, то во столько же раз увеличивается рай та водотока: если же в 4 раза повысится скорость, то живая си а следовательно, и разрушительная деятельность, возрастет в 16 раз. По этой причине горные реки при относительно небольших м сах воды, но больших скоростях отличаются мощной эрозионни деятельностью. Масса воды пропорциональна расходу водоток и зависит от ряда природных условий: климата, рельефа, гео . Z°r° стР°е®ия* выходов грунтовых вод. характера раститесь- vKinn»1 Т Д к°рость же является в первую очередь функцией формул/шез^и ? °Т Ф°РМЫ шеРх°ватости русла и определяется с v = , си-ту трения, Я — тип^иероховат°стм русла, обусловливают^' живого сечения в<>дОт<тВ«1ИЧ<ЧКИ11 Ра-Шус (отношение п. .-клон. Таким-юрчзом СМоченномУ периметру руста). 1" mtя только там. гдежив^ г евИя* врвнос и преодоление силы < сир’ н:.^ХТЬВ°ДОТ^п^вля^ эрозионную или акю ПрИ рН.^КИРи грузпегче> .tlивисит^тс,мтнип ’ нич ‘ ' ^Вновег-ц м ' ‘ V1KJT п » , , ИМг'СО <‘Юоблом<>ЧНО№4аТ' ^УмулЦ^ Шомн и ** Р . L - майдпо^ УХуляццеЙ. р < £ — прео&тж-’*
Глрз В (1Ххюви11лыг <ыи рельеф 113 в эрозионной деятельное ги водотока выделяют донную, или глу- бинную, и боковую эрозии, соотношение- между которыми опреде- ляет общин облик долины как основной формы рельефа, созданной текучими водами. Долинами принято называть относительно уз кие линейно вытянутые отрицательные формы рельефа, образо- ванные постоянными водными потоками, имеющие уклон от вер- ховьев к устью. Глубинная эрозия направлена на углубление (врезание) русла, а боковая — на подмыв берегов и расширение до- лины в целом. Обычно на ранних стадиях деятельности водотоков проявляется глубинная эрозия, а долины отличаются значитель- ной глубиной при небольшой ширине. Преобладание боковой эро- зии выражается в расширении долины, выполаживании ее про- дольного профиля, развитии излучин и меандр. В развитии долин рек и временных водотоков различаются ста- дии молодости, зрелости и старости, каждая из которых характе- ризуется особенностями поперечного и продольного профиля. Сме- на стадий развития выражается в стремлении водотока выработать профиль равновесия, т. е. плавную кривую движения воды, на ко- торой сглаживаются все неровности продольного профиля и уста- навливается равновесие между живой силой потока, грузом влеко- мого им обломочного материала и сопротивлением ложа размыву. Возможность вырабатывать профиль равновесия тесно связана с положением базиса эрозии, т. е. наиболее гипсометрически низ- кой точкой в продольном профиле (или в его отрезке), ниже кото- рого водоток не может углубиться. Общий базис эрозии любого потока — место впадения в океан, озеро, главную реку. Работа каждого водотока происходит по всей его длине, но начи- нается от основного или местного базиса эрозии. Конечный базис всех процессов эрозии и денудации — уровень океана, который служит тем пределом, до которого теоретически может понижать- ся суша в процессе денудации. Однако подвижность литосферы и уровня океана нарушает формирование профиля равновесия рек и процесс выравнивания земной поверхности, поэтому флювиалъ- ный рельеф развивается непрерывно, стадия «предельного» вырав- нивания практически недостижима. В начальной стадии развития профиля равновесия при непод- вижном базисе эрозии преобладает глубинная эрозия, которая час- то носит регрессивный характер, т. е. продвигается снизу вверх <Я1цаяся, или попятная, эрозия). С ее помощью долины удлиня ^Tcя (растут) вверх по склону. В зрелой стадии наблюдается спола*
на перенос Вается Ос0. 'io — Р продольного профиля в нижней части и проИс живание прод данный процесс постепенно РаспростыГг копление ал-* изменение положения базиса эрозии - ВВерХ "«инГнармпения кривой профиля равновесия в стор *'"* НаЯ ”Сия (при понижении базиса эрозии) или старения ( ^о SSSX2» Лх«иу»™™.« л™™. ;; ™еТСЯ с того момента, когда вся его живая сила тратится - Ч1'- материа а и преодоление трения. В результате накапли бый вид континентальных отложений — аллювий (от лат. alluvu _ нанос, намыв). Различают речной (пойменный, русловой, старИч. ный) аллювий, мощность которого может достигать многих метров и овражный (балочный) аллювий. Данный вид отложений отлича- ется сложностью и сортированностью материала, который может быть представлен как мелкими илисто-глинистыми или песчаны- ми осадками в равнинных реках, так и грубым гравийно-галечни- ковым и глыбовым материалом — в горных реках. 8.2. Формы рельефа временных потоков в горах и на равнинах К наиболее распространенным формам, созданным временными оками в горах, относятся ложбины (долины) стока. Горные вре- ливнрикту°Т0КИ возникают внезапно при бурном таянии снега и ли сов успевая°ггпДЯХ ** существуют всего несколько дней и даже ча- черта их долин*—Т°М Произвести большую работу. Отличительная молинейно^ть.Обь™Гв7еХае7чТ™НДоИ КРУТИЗНЙ СКЛ°На' япко^и^акопт^е^вод^с0^8‘^ГЛУб в наиболее низкой части в CTeiiaioI^^x с окружающих склонов, твенно долина или канал cto^°C °РНо^ В0Р°нки начинается ссос ножия горного склона kohvc^ В°Д’ КотоРЬ1й заканчивается } ПС** характеризуется слабойсоп™^““НОГа- ПРолк>виЙ конусоввыяс и *°' В стРоенни горного п ноетью и резко наклонной у *' выно^Т£аСЧЛеНяЮщУ*° Роль рельеФа Долины временных поток*’’ Х^Т₽МИРУЮТ«аклХ’е пСЛИВШИеся один о ДРЯ’ИМ -н> . Пере™ значвние в условиях ₽ОД1овиальные равнины. Oro*’"'"' Ное™ Д°ЛИНЫ ПОРНЫХ врРМГОРНЫх постынь ооломоцд Д,‘ В°лой °ср<- Иного И,ei,HbIX потоков служат место* в' ,НОГО ^сериала Энного и глини^ язекаменистые потоки н( Р' ' ’
---Глава В Флк - ильный р< \ь< . Азии и на Кавказе называются селями. в Альпах муп ми. Пе чальной известностью в этом отношении н< ант го времени пользовалась небольшая речка Ma.i ,я Алм тиа. Огромный се- левой поток по ее длине ворвался в горо д Хама- Хту Ч ию. 1я 1921 г. Окраинные улицы заполнялись крупными камн гии и и ’.ом, были разрушены здания, погибли люди. Сели повторялись неоднократ- но в Алма-Ате, Ереване (1 946) и других местах. Во многих странах существует служба с , которая занимается прогнозированием и предупреждением данных катастрофических явлений. Так, для безопасности Алма-Аты в ущелье Малой Алмаатинки путем мопу ных направленных взрывов в урочище Медео воздвигнута плоти- на. В результате первого взрыва в 1966 г. в ущелье сброшено более 2 млн м3 горных пород, создавших плотину высотой 62 м. Второй взрыв в 1967 г. нарастил плотину до 90 м, она выдержала самый мощный сель 1973 г. Таким образом, Алма-Ата избавлена от селе- вых катастроф на сотни лет. Временные потоки на равнинах создают разнообразные формы рельефа, которые принято объединять под названием оврагов и ба- лок. В отличие от плоскостного и струйчатого смыва на склонах в период дождей и таяния снега возникают первоначальные формы линейной эрозии — борозды. Линейная эрозия и формирование овражно-балочного типа релье- фа относятся к числу неблагоприятных для хозяйственной де- ятельности природных явлений. Они выражаются в большой глу- бине и густоте расчленения поверхности. При этом изменяется уровень грунтовых вод, выносится мелкозем из почвенного слоя и поверхностного грунта, наблюдается механическое разрушение почвы, образование многочисленных конусов выноса и др. Ов- ражная эрозия широко распространена в районах интенсивной хозяйственной деятельности. Данное обстоятельство вызывает необходимость разрабатывать защитные мероприятия и вести борьбу с оврагами. На Среднерусской, Приволжской, Ставрополь- ской возвышенностях рост оврагов достигает 3-4 м в год, а длина при глубине 20-50 м составляет несколько километров. Разруше- ние овражной эрозией освоенных территорий Североамерикан- ских прерий привело к полному уничтожению почвенного слоя чительных площадях и появлению так называемых «дур- ных земель» (bad land). В Беларуси овраг называли «яр», в По Вб-.жье <враг>. В других местах вместо «овраг» творили «про Лл‘‘. «рытва*, «обвалище», «прорва».
116 „ение о»Р«г”В во*1’-'::,.. «.он»- ,.„чuno С ottpe (Олонным еоч₽Та nPn^HH.K-TH ) ()1.нЯк0В, сухие периоды г0Да к и ч|вн>'выи '«I * шеиии климат степи, .и зоны; Т"'« ЧХ х пород . слабая устойчивость „хк p;13JJ " „свойств* Г‘>Р"Ь'Х " F „ трещиноватость, способность >• высок»” ’ОЛоПР°1,‘,ные стенки. К числу таких пород оТ1 «сЯТСя р' *ИМТ^мидные суглинки, известняки и другие карбонад породы: е11ие базиса эрозии, т. е. значительные относи- 3) НИЗК™«Хния позволяющие эрозионным процессам проИи. тельныепревы ну. По зтой причнне наиболее густо овраги на возвышенностях, высоких равнинах и плато с глубоко ВРТин™<^ деятельность, выражающаяся в распашке водоразделов и склонов, сведении лесов, создании rye- той сети полевых дорог и т. д. Закладываются овраги в качестве более мелких форм по ранее существовавшим эрозионным формам (оалкам, сухим ложбинам стока) и называются донными или вложенными. В других случаях они возникают на склонах речных долин, озер, морей и тогда на- зываются береговыми или первичными. Беларусь расположена в лесной зоне и не' относится к типичным овражным районам, однако овраги получили распространение и на ее территории на возвышенностях с покровом лессовидных по- род, сильно распаханных, слабо облесенных (Минская, Новогруд- ская, Оршанская, Копыльская, Мозырская). Для геоморфолога изучение оврагов представляет большой ин- иуРпй\ТаК КаК °НИ ЯВЛЯ1^ТСЯ моделями речных долин, и все этапы В жи шиТкажт°ЖН° На^людать за небольшой отрезок времени, (рис 8 1) ° °ВРаГа выделя^тся четыре основные стадии виныилГдру^о РеЧН0Й Долины, озерной котло- иоторая, становясь местом1”* °бразуется эрозионная борозда. п^ннорасширяется vr-rvft СТ°Ка Именных водотоков, поете промоину глубиной’ 1 -9 w ЛЯется и превращается в рытвину или Par имеет уЗКое дн и Длиной несколько метров. Такой о»; профиль, одна..., ;^ТЫр’’^оны. \ образный попер^" дожить. “ Размеры по}н,)Л:!ЮТ еР0 3еровнятЬ‘
. jd P Ф*О~ -З-ЛЬму й ое. р£.р На следующей стадии развивается оигми* :1„ ..,,1 ризуется резко выраженной глубинной,>ег,...... рая затрудняет применение противоовражш 1Ч мероприятий Он , п0лучила название стадии висячего устья и игр. мнил .. ' шиной. Поперечный профиль остается V образным, онраготтич н СЯотвесными склонами и отсутствием На дне постоянного водотока (овраг не достиг уровня грунтовых вод). Продольны й ирофп Kl>v той. невыработанныи, на нем выделяется участок вершин кого пере пада, где овраг продвигается вверх посклону с помощи. > пятящейся эрозии. <пп г и 'сГенетически” РЯД Флювиальных форм р ынинны. п-рршорад (попалимИ;Рычагову): а “ эрозионные борозды: б арозионные рыгвины 'промоины): в - овраги; г - балка; д - речная долина Т г «рХХ»о I ^лп^°Ка- ^₽йУСЛ0РеКИ;П“П0ЙМа;НПТ~НаДТОЙМ*нн'*''->Х'< ы ’ - аллювии; 2 - балочный аллювий; 3 - обвально осы.. ..... . . 1.Хч; 4 делювий; 5 — р ззмеры форм I онный^ОЖИЯВеоШИНН?ГОПерРПадао(3р;1;,у<*1ч‘>11'"1'^йный(..вор.и им»»____*ЭДец~ Второй перепад образучтся в устье овраги. кото|ч>с ВЫШеДНареЧНОЙД"ли«Ь1, «ВИСИТ. ЯадГккзиеом ,|Ч,.>И„. развивается интенсивная пятящаяся эрозия, на- Третья ВЫП0лйживание продольна >г<. i грофиля оврага. фидя рявн Развития оврага носит название выработки про- Г*боТагь Ц/Н7'УЯ’ Подооно любому водотоку, оврлг < грем1НСЯ РЫ Нйя непов|?<)<₽ИЛЬ Равновееия насчет вылолажявання и сглажим- иостей и перепадов, т. е. глубинной эрозии (рис. 6.1!1
8 2 Продольный профиль рытвины (а) и оврага (б) р. .,r ж 1 — породы, слагающие склон, 2 — аллювиальные отло*₽м к .имы реки. 3 - продольные профили рытвины и оврага я В данной стадии поперечный профиль его расширяется, склон стан >вятся более пологими, покрывай fi плащом осыпей и делю- вия, а и i дне развивается слой овражного аллювия. В устье оврага обр ।п ртся к« «нус выноса, а если овраг достигает уровня грунтовых вод, появляется небольшой постоянный ручеек. Постепеннопро- цесс выработки профиля равновесия и разрушения склонов при в ит к «р «званию глубокой длинной ложбины (долины) с мяг- кими очертаниями пологих задернованных склонов, широким днищ, и постоянным водотоком — стадия балки, т. е. стадия дряхл.кти оврага. Балки степной и лесостепной зон обеспечены ВОДОЙ, они всегда служили местом поселений человека. Однако туры в'Г~ВОеНИИ СКЛ°НОВ ПОД сельскохозяйственные куль- туры в, < шикают свежие onnnrw_ СТ • ятельнп развивать я JL. , отвершки’котоРыемогутсамо- У“систему. Наме У разветвленную овражно-балоч- с лощина ми — неглубок еЧ' 'в< 11111 ины оврагов нередко связаны зад р,1ованными скл“^линеиными понижениями С ПЛОСКИ- тив Линейной (овоажнпй^ ь-1' наиболее аффектипи Р°ЗИИ применяется ряд методов, у1’ ^ и ^Р^н^жчия.Зц ® стаДии рытвины и выработки I мк '"И i,He‘ а иа последней от СТадИи ВОзможно механическое тонии^1еНИеТ^Вянигт°йикуСтчаДИИ Приме*яются фитодренз* в ^“инно! о перепада НИКОВОЙ раетительностью), У''игыв»я у'щеР(7В“ИЯ СК0Р0СТИ’Хних 1ИСКуСГТВеНН°Г<'K“f И «)нвР'”КН',И •Р™°чВерно^'1НЬ'М -в —»
S флювтльный |эельеф 119 gj. рЕЛЬЕф ПОСТОЯННЫХ ВОДОТОКОВ Основной формой рельефа постоянных водотоков являются рея- нью долины или относительно узкие длинные ложбины, образо в иные реками и имеющие уклон в соответствии с их течением от верховьев к низовьям. Речные долины широко распространены на с^ше, а в гумидном климате их сочетание создает специфический долинный тип рельефа, основу которого составляют речные доли- ны и водоразделы между ними. От характера долинной системы зависит общий облик рельефа: степень его расчлененности, харак- тер основных процессов, накопление рыхлых отложений или их вынос в ближайшие понижения. В горных странах речные долины поражают своей глубиной вреза, превышающей 1-1,5 км, а на рав- нинах — шириной, достигающей нескольких десятков километ- ров. Для геоморфолога изучение речной долины представляет первостепенный интерес, так как ее строение, состав и мощность аллювия, направление эрозионной и аккумулятивной деятельнос- ти раскрывают историю развития не только речных систем, но и их бассейнов, а также позволяют прогнозировать возможность их ис- пользования в хозяйственной деятельности. Учитывая общие законы деятельности водотоков, можно заранее сказать, что характер речных долин очень разнообразен и зависит от массы воды и скорости течения, положения базиса эрозии, на- правления современных изостатических движений, геологических структур, состава горных пород. Деятельность реки в каждый от- резок времени характеризуется морфологией ее продольного и по- перечного профиля. За период своего существования каждая река 'стремится выработать себе профиль равновесия в виде плавной вогнутой кривой, напоминающей параболу. Продольный профиль реки обладает способностью к саморазвитию, общая тенденция ко- торого состоит в стремлении водотока к выравниванию своего про- дольного профиля в процессе эрозии. Представим себе молодую реку, текущую по наклонной поверх н<^и> вторая сложена различными породами (рис. 8.3). Нмее^ПЧально^ стаДИи эрозионного цикла продольный профиль черты невыработанного, т. е. состоящего из участков отно- ьно пологих и вогнутых в мягких породах и выпуклых в виде И В Местах выходов твердых пород. Именно в этом мгсгр ,-'огии^1,>И Я СТ^еМИИИ?,!, ПоРоги» водопады. В плане такая нгвырд долива будет иметь «’тетковидную* форму с озеровидны-
,начите льной скоростью течения> „ „,еи.иг*’виями" "сткам"- на КОТОРЫХ скорость теЧеНи, ”Х<-« ' v ,Ь"МГ1я каждого переката лежащий ниже По К >В‘’’,''‘у9ки?^ь-»-',ЬНЬ,М баЗИС°М ЭР°31,И’ 4 т~т 2 Рис. 8 3 Профили равновесия рек (по Г И Рычагову): АВС — идеальный, выработанный в однородных породах А,В,С — ступенчатый, сформированный в породах разной усто. ^. востг 1 — легкорззмываемые породы. 2 — стойкие к размыву породы От уровня, на котором происходит аккумуляция влекомого и в? е- шенного материала, выступ продольного профиля отодвигает л вверх по течению в процессе пятящейся эрозии, одновременв спрямляя на перекате продольный профиль. В начальной стадии эрозионного цикла устье реки расположено выше базиса эрозп' як-тип ъясняет^я большая энергия реки и ее способность выполнять ных(неоАопм°ИНН^ ю эрозию- Поперечный профиль невыработан- бенно ярко ониепНЫХ Д°ЛИН имеет РЯД индивидуальных черт. Осо гХХ™ ХВС7в ~ ~11 - - собствуютглубиннойэр(1,ии т 'КОе положе’,ие базиса эрозии. :: большой глубиной. НО И отв .;. долнны отличаются нсто.т МИ ОДИН К ДРУГОМУ. Лн< ' 1 Ь1МИ (‘К’1оиаМИ, б. 1ИЗКО ЦО ДХоДЯГ- отсутствует, а аллювий 3аиятосцРЯмленным руслом, материалом. В кристтт*^>ДСТавден Мечниковым и кяменис" • Ках образуются тс снинт ССКИХ Поро til K п в массивных u * • узкие Щели, пшвин" И К 1ЯММ1,1 (пт нем. kl <n " Это г-^ - ширины С> 1 104 >рых в верхней част* hf А0ЛИНЫ- а иногда и менее его. потому сь
., . ф ... . о- 4 _______12! ши нависают под щом до шнм. Намного чаще горные долины им»- s-арак rep \ щелий глубиной более 1000 м с отвесными склона ми, ;1хое нище их занято руслом. На с лонах обн< жают^я кристал- лические или дислоцированные осадочные породы, рассеченные ре'кой Классическим примером может служить Дарьяльское уще- тье Терека на Кавказе, глубочайшие ущелья рек Западного Пами- ра. Гимн чаев, Йосемитская долина в Калифорнии, прекрасно опи- <’щнля в книге М. Шварцбаха «Великие памятники природы». На высоких равнинах, плато, нагорьях невыработанные долины осят название каньонов. В отличие от ущелийжаньоны часто воз- никают в горизонтально залегающих осадочных породах различ- ной твердости, поэтому при врезании реки образуется система тер- расовидныч уступов— структурных террас. Подобно ущельям, каньоны отличаются большой глубиной, узким днищем, занятым во до гоком. Реки, впадающие в такой каньон, также образуют глу- боко врезанные долины, которые расчленяют территорию, прида- вая ей характер эрозионных гор с плоскими вершинами. Всемир- ную известность получил Большой каньон реки Колорадо, глубина которого достигает 1800 м, а система притоков образует одно из живописных глубоко расчлененных и труднодоступных мест на Северо-Американском материке. М. Шварцбах в книге «Великие памятники природы»> пишет: «Первоначально обширное плато Ко- лорадо не было гористым. Поверхность слоев осадочных пород, слагающих плато, как пестрые листы книги первоначально рас- стилались приблизительно на уровне моря почти там, где эти слои некогда отлагались. Праколорадо и другие реки пересекали это низкое плато в больших неправильных меандрах. Решающее, или [учше сказать «врезающее», значение имело постепенное подня- тие плато тектоническими силами, начавшееся в третичном пе- риоде. Река не могла оставаться к этому безучастной и врезалась в н дато, как вгрызается циркулярная пила в бревно, которое под- водят к ней снизу». Последней разновидностью невыработанных долин считаются V-образные долины, характеризующие дальней- шее развитие эрозионного цикла и приближение к оформленной шнр. В V-образной долине склоны хотя и крутые, но широко Р «сходятся в стороны, а дно осложняется молодой поймой. ( ноеобразный характер имеют молодые неоформленные долины нанизм, иных равнинах, образованных в эпоху последнего оледене- 11 Примером могут служить небольшие протоки, соединяющие мн''• "'•иелгчаые озера на севере Беларуси, в Прибалтике, Канаде. •Рформленность выражается в неразработанности продольного
1g----- ' хЯ1,аКтеР>> Д«М“"’ nf-A^IVK-HHUX Dp ^иля четковиДН”м х ‘„„«„льном положении би ,„,.а ; - ПР?и только Р>’СЛО^В1 ОВ.Х-ИЯ происходит очень мед пенно. Ву," Ч!2отка профит 1«в> дренирующей реки npoTORlI ' bS понижения Р„к>. что приводит к спуску озер и в,л. шествляютглубин 11Ч ме„е низин. “ванию образовавших ипя изменяет морфо. Процесс вырабо^и дя долины> и эрозионный w продольного и попере Продольный профиль при эточ переходит в стадию 31* од„о1феменно становится более к,„. только выполаживаь 1 ум,.„ьшсния уклонов и глубинно, тым в среднем течен • • • до„ига„ такоГо состояния, пр,, эрозиивустье. вр . 1ТЬ ТОЛько боковую эрозию и траве котором она може I > вырабатывать профиль равновесия Г^яТп^тижение равновесного состояния начинается от низе- 1>ИС;^и и'постепенно перемещается к верховьям. В стадии зрелое- ™ная Долина имеет специфические черты которые позволяя, отнести ее к оформленным, или пойменным. Благодаря плоской днищу И относительно крутым склонам такие долины называя.: л ящикообразными. Рис а4;2Т4ципвь|₽або1кИпГ..фИ,я, 4 - базис эп^Я°?,И (' пп'-Щ 2 п'ч1ОВеС1Я Рв,и (п° г и Рьса-Ов, ИИ1Л эрелосги, щ ~~ г *аГ висячее устье Ивовая эрОЗИЯ1> 'пкги (профиль рзвноаесея; в ’ф€*лойдОЛи РаП Тоянисв несколк 1ИНЬ1 и меандры, ч сг : вус4ьец п?*ТПроцессЧакОПЛе"^И ''>М< Г'“Ш' ОдиовремС’ 1^ДНйгаетгл дм вия, кот< р - <’ РХ по Учению. Теперь уж* Ж**
течение реки не ♦висит» над базисом эрозии, а соединяется Н<ним на одном уровне. При последующем сокращении уклона 1 нижнем течении образуется дельта, русло реки разбивается на Б к 1ва, аллювий медленно перемещается в зависимости от скоро- сти течения. Река вступает в стадию дряхлости (рис. 8.5). Рис. 8.5. Схема развития боковой эрозии речной долины (по Р Кеттнеру) ^писанный эрозионный цикл, как правило, в природе нарушает ся в результате движения земной коры или изменения ур<>вня оке Ка* При понижении уровня (отступание моря, поднятие суши)
висячего*, , тмЯ;И M*’ ,;i T °' .мчки ГН' ННЬП’ 1 2%.<P*‘- «ос Гом^ложеьия .продольного пРофил;“• 1Ь"‘- ..ИНОЙ ЮЛИН14. В первый^, ? ' ***•«’ "'.'„HOV 0 т обнаруживаться в нижнем т₽ченц и?"' ' , мешесохраняютея черты щ-чости. ПрИпзд^ 1 '" „ Jo Р..КИ ее старая пойма оказывается выше hobojpp^ й0^Х'С в поперечном профиле появляется надпоймен^ т:«, , Гвтом < п чае. если отступание моря или озера осУ1цес « Д „я одном уровне с устьем реки, последнее смещается вслед „ , ни,.о. эрозии, расходясь при этом на протоки, Образуя низкую дельту. Такого происхождения, ио-видимому, дельта Волги. Иные изменения наблюдаются в долине при поднятии бази^ эрозии. В этом случае от места впадения реки (моря, озера) образу- ется подпор воды, нижний отрезок реки превращается в залив, эстуарий, а устье отодвигается вверх по течению. В дальнейшем процесс прекращается с помощью усиленного накопления аллю- вия и подъема русла на новый уровень. Интенсивное накопление аллювия передвигается вверх по течению благодаря появлению выпуклого участка продольного профиля в нижнем течении и рез- кого падения уклонов. 8.4. Морфология речных долин Основными элементами оформленной речной долины являются ия^НЫ*дни1де’ РУсло. Линия перегиба основания склона и днища боовкойТХ-™ДОШВОЙ' 8 линия перегиба верхней части склона- рОВКОИ. УКЛОНЫ МС>Г\7т ^(твИМЙфовадвыЙ ВлХмГ’ ВЬ'"- ‘ЫМИ’ СТуПеНЧ‘Т’” Развит*,, |0|°Т Происхожден,,я- в',3раС‘ "4ИЧ-. лий. клич и., к ’ ггруктур,рельефа,современных овЯЖкЛжеговорилок«л Т *!ИЧИЫЙ морф-ло: ичсыче- рах при ни.и ом базис <• " 1и р,НП1ихстадш!Х развшияв. рактеркляммов, ущ. [ИИ V г Д<>ЛиН1’1 носят щ »ф )] л , нный на плато и. высоких равнин 'р”НЫх Долин. В таких же усло»иЯХ ^*обра»о^,,,,яь”" ^*вв(Чтвуюткан1юн1 'I -к их Рвв®иреямю и Фо﹫пл^гР**ОТКа п,1оФили равновесия ««». долины е имовнХ * WH.-B.n. , „ли оформл*"’ ’иГ'ДОЛИВЫ ,,«*Дст»в1“иоп^>КТЙ Эрози‘' В ИШЬ 8 падо*»«*еили ПЯИОДК" ЙМОЙ- кот°Р»я покрывается ВОДО*
ВММММ>«* река размещается врусяе. т.«,доля узком понижении на дне долины, выработанном нодным потоком. По виашвему виду !> < ичают русле прямолинейны», фу, 1ДЩ1ДР' ОЯЩЩ . J ВВ I X кава) чаще всего в реках. перегруженных обломочным матаржалом, и меандрируюигис- (извивающиеся) Дробление русла на рукава и разделяющие их острова для дельта вых участков, при выходе горных рек на равнины, в местах пере- сечения рекой отрицательной геологической < гр pW, обычно связано с резким сокращением уклонов и скорости течения. В русле каждой реки образуются специфические* формы, в пер- вую очередь плесы и перекаты, нарушающие равномерный J т речного дна (рис. 8.6).Типичный перекат равнинной реки пред- ставлен асимматричной песчаной грядой, пересекающей ру зло под углом. I лубокая часть русла у противоположного берега образует плес. П лесы и перекаты имеют тенденцию в период половодья сме- щаться вниз по течению реки со скоростью сотен метров в год. Рис. 8 6 Схема распространения плесов и перекатов в русле меандрирующей реки (по И С. Щукину). Г*Р — перекат; пл — плес, 1 — прирусловые отмели; 2 — тела перекатов; 3 4 — плесовые ложбины (густота ш 1ховки пропорциональна < пубине) римские цифры — линии и номера профилей Основой динамических русловых процессов является турбу- чентиый характер движения воды. Особая черта русла его из- •илистость, которая служит показателем устойчивого состояния 5Х‘КИ На Данной стадии. Прямолинейные русла встречаются от ис итец ьно редко в стали и молодости и преобладания глубинной
Раздел i * * кГ,еК..'.п,',.в..яизлучи • Нт»,* ло,И,|.Вм"л^ЫмЯр|.„ятетг.И. ч(->1е.ч. о 27огок»<--«,б““ ‘ (.вслед зв первой ниже по те.,,., Поми<’»' «в-третья ит. д. Обр . ..... пше„„,,, “’*"1 кзетятог>мкяая СИЯЖ в потоке первой излучи,,ы *" ,о1ы к вогнутом) берегу ни к. по . ' енпает »<^к 8 4 (стрежневого) течения под зыв ,, т в...н. Г"*^‘.«91еобразуется излучина. Ниже нов . ВГ( * ₽ . Поё ёпенно вогнутый берег излучины подмывается „ , ’X Обрывистым, а противоположный - низким, Нвмыт Г‘‘ месте образуется прирусловая отмель. С течением Ьр М(.' ни излучины все глубже вдаются в вогнутый берег, радиуо ад кривизны увеличивается, образуются меандры, по лучившие на звание по типичной в этом отношении реке Менудер в Малой Азии. Развитие меандр направлено на расширение долины. Кр0 ме того, существует тенденция смещения меандр вниз по теч, нию, поэтому выпуклый берег постепенно срезается и ширю долины уравнивается. Полная излучина состоит из двух изгибов (колен). В каждом ко- лене различают вершину и крылья изгиба. Выделяется также ради ус излучины — расстояние между основанием двух крыльев. Отни шение длины излучины к ее проекции на продольную ось долины называется коэффициентом извилистости. Средняя величина дан- ного показателя для равнинных рек составляет 1,5-2 и более. В плане излучины имеют неодинаковую форму и разделяются hj сегментные, синусоидальные, омеговидные, сундучные, заваленные (косые), сложные. Различают излучины первичные и вторичны. УгЛ°ВЛеНЫ РеЛЬеф0М И стР>’*тУР«ми земной повсрхиостг ияЛуКанаВол1'Ч-«кричные ихтечины форма XZ даятмы*°™ ™ой Реки в о.днородных породах иь...изл\ ЧИН выделяются три ТИП>Г ш ru,,.. О иные ПервыеОбр ,:ук„ея из-,- „ ' Н-'ж ‘",,н“е. вободныеивре 1'' "а твердых пород,Юн, в „ ”Н прлштс ‘ вия в виде № с"** X“ли ^Ke и т;: аллювиальных отложения' ^Даются самой рн кой в рыхлы' ичамик., определяйся ..., рА'Ю Ю ' '“*М' Ихфо₽ИЫ’Р"*4*’ ’ивизчыиропорцз ...( . Р’-ЖИМ'.Мр..,,п. Нап)>и.«.' ко*одные(х.КИрав) Ш11|>ин''Русла и расходу воды М* “«• мкогхиюдн,.,,, cXZч т7ТОЛЬШу'° «ринизн У налу™. чем г! РЩения МЭЛучин зависит от рлс>°*1,1* и» и. ПС Н1 В1 о к Г I
НОДЫ * УКЛОН»- BjMMHHHlur М»мндры образуются из свобода ы к цры II и ПЧ«« и КН ИМ Н| ’• ж и 1«-11И1-! Г.) . - • - •, t.. л • ; - . и и. В :' I . т> ••• с • т - . . ШТ высту! |ч Iа долины рне и или ее ндд* |Н>»1.М»'НН14 X reppuc. 1 :Н;НМ образом, (юрМИ* « - Ни 1ШГ 1 с I>*»-1 I :Ч - нН .Г »ЛТР’1‘ П»Л1Ч .<-.«) долину. Прим»*ром (. IVJKHTb глубоко • tjM- 1.110'1 <П‘ МгЗНДр •’ В Калине реки ( ан Х>ан Притон.» 16 •••",. (Him п< jvuit.'iH ибра но и iHtiHHc «]'\ и н* ] (go Н<н»н'рм. (ей ных лол инах верп/ины двух соседних меандр сближа- И ними остается iишь узкий переше< коп впе- рн<»Л но.-|<»в<)Д1.л нередко рилруш и^гя, pci ;<» г прям .тяет русло, Л ЧТйВ 1 <линз меандры пр, вращ "'я в старицу (с арор» >> i 8.5. Пойма, ее ol разованиЕ, рЕльЕф ыа приподнятая над меженным уровне г воды в реке ь дна долины, затопляемая в половодье. Ее образование является при iH ом оформленной долины и связано с процессом меандрир ? ния. Механизм формирования поймы описан многими авторами: в каждой излучине стрежневое течение подмывает вогнуть.и берег и одновременно интенсивно углубляет русло. Турбулентность твиже- ни я bi> [ы способствует перемещению и дифференциации разрешен- ного материала. Наиболее мелкие глинистые частицы во взвешенном состоянии уносятся вниз по течению реки; более крупный пес чаный материал относится донными струями и откладывается j противо- по южного выпуклого берега. На дне плеса у вогнутой части излучи- ны < и гастся только наиболее грубый валунно-галечншсовый матери- ал, образующий цоколь аллювиальных отложений. Наиболее ярко вс • процессы происходят в половодье, а в меженный период песча- ный материал выпуклой части излучины обнажается из-под °оды, формируя участок прирусловой отмети будущей поймь . Из года в тд русло реки смещается в сторону вогнутого берега, а прирус ювая отмель расширяется (рис. 8.7). Таким <идеалом, пойма образуется в рез> льтяте смени ния и чин и начинается с прирусловой отмели у выпуклого берега. В оформ 1енной доли не в результате чительной эво один в< ши кает двусторонняя пойма, придающая холине ящик-юбрл по \ (рис. Я.8). Пойми относится к числ} (инамичных (юрмрс и.еф . pj »вы» • ссы вышвакхг перемещение мл.тювия и появл»*нкг ^Рвых микроформ. Вдоль русла нередко формируются прирус-
lie ловыелплм. КОТОР» ,:’кв,от»п<>>. 1.хчвстмцнаучястке1.р.,к1„,,,,1кг РУСЛ’ ” Я0*М "Р, р ’Овой S-Г" понижаю ,аеть поймы, 2ZX- -*>•и к риф"iOB и1*к^внте Гк** леон xj — поименный аллювии ^3 | — токи поперечной циркуляции воды в русле пеон — направление смещения русла — прослои заиления РИ< в ’ С*вма формирования поймы (по Е. В. Шанцеру): • зона оазмым и намыва влеиомы*. наносов поперечными циркуляционными и - м -л осаждения взвешенных н ihocob и образования пойменного амюМ| - х педивателъно образующиеся слои руслового аллювия): , 1, >14 отмель; В - пойма; Н - уровень полых вод; •> гори зонт межени 6 а б- • г. Д' е. ж ЛГ,ИМ| J и п<>«са иллучин (по Г И Ры^д1 - Алии развития речной долины
(Ъ'ЦОКНЯ и ч.н • » it nt ' 1 ' « I • :' Ц H I НОЛ». ti. г.| .х .if • ' '• ' ' IH1IHV....... ищи. Воли ПС [О U(l'lN>t »• •*’»*'’ M,V 1 ’’ ». К»• . х • • • ' v.- I Д< Р . И I '>!'?! ДОЛ btiie, 111могд<*и ножене жкшрлымются врут к», ч'1'»»сц(х«нх । ч\стзаболачМ- Р» Ф ,1,”; ' * 1 * 1 ’ • U 1 Г|Н ИСТЫЙ. ГрИВ! т ()гтаткм февнмх прирус к»»п i\ н.» н» и» > нются е понижения vn. ’•*ми е’' '"гимн и HJMI" аричн|.’ми«мерами. Третья часть ш»й мы при» к ь>н<>пз i (притеррасная) ззни- М;р , «ни • ни»1 л । О’. гп( слили и зп в».1, ск и на. Обычно она сально ыболс>чена и чет выходе грунтовых вод и обводнена рус. ми небо .ни к вп> щющих рек, которые, достигнув пой- мы. движутся в пони Кении тылового швь вдоль русла основной реки. Поймы равнинных рек, особенно крупных, достигают ширины веско гьких километров. В таких < тучаях образуется особый тип 1андш,1фта пойменн гя низменность, используемая в хозяй- ственной деятельности: в естественном состоянии здесь распро- странены сенокосные угодья, урожайность их зависит от сроков половодья и микрорельефа. По характеру рельефа принято различать сегментные, парал- лельно-гривистые, обвалованные типы пойм. Первые характерны для меандрирующих рек; параллельно-гривистые поймы возника- ют при тенденции крупных рек смещаться в сторону одного из склонов (Волга, Енисей); обвалованные поймы свойственны рекам, пересекающим предгорные равнины. Многие крупные реки, пере- секающие предгорные равнины, несут огромное количество рых- лого мат°риала (Риони, Кубань, Миссисипи), в результате чего руло реки и прирусловые валы оказываются выше остальной час- ти поймы и даже прилегающей равнины. Во время половодья вода прорывает прирусловые дамбы, заливает окружающие террито рии. не в состоянии вернуться обратно в русло. Возникают широ- ЕИе заболоченные территории плавни. Для борьбы с заболачи- «анием естественные чамбы искусственно повышают, а осушенную (чольдерную) территорию поймы интенсивно используют в сеи. JM хозяйстве. Так текут в нижнем точении реки Миссисипи. Ри- И ^иетемУ польде|юв предполагаете я создать вдоль для защиты от наводнений и инте!1сификл1 ии ^ьэоканим заболоченных пойменных угодий. рек имм<. т< хногенсза естественные русла и поймы еРедко подвергаются значительным изменениям, не всегда
пият„ым для ж»-’в" в.,*гопр« чег0 „„лояолкя протеклют < ’ Дженны* период уровепь воды резко п • ’ “ 1(имляяского водохранилища Г'^, нижнем учении Дон*)- *'™' ’X ‘ я искусственно изменяется я в ради “^Х1нии вдоль продольного профиля системы !^г.ТЯпомяие) в целях умвяыления эрозии. тве( коптения необходимых для хозяйства объемов воД> пом может служить р. Вол. а. ижаегсм,. 11 RHki 8.6. Речные террасы Изучение речных террас относится к одному и лай . , ных и сложных вопросов флювиальноЛ геоморфо ? (11, дает возможность сулить об эв этюции реки. о xap.i яий шма?а, колебаниях уровня базиса эрозии апреле • сипа в течение достаточно длительного ремеви. Внешне р* <ны--еррз ы представлены сочетанием относа* к. ПО . И у п _цад я , о де енных одна от другой более пл. в с -иЧИ уступами. Получает, е гстемаступеией. огранкадяш 2>'ВК и и тыловым швом (подошвой). ВЫТЯНУТЫХ реке (продольные террасы) иногда на протяжении ыим^ остров. Сложены террасы г лпость . °РОТЯЖ‘НИИ 4Н,"йЧ «* отжниениями и свидетельет ,. ад о тсм ™’**** Т"^”° iXJ И ВЫСОКОМ уровне. Обктии СМ’ ЧТ^ KOr*A TO Р«'Кв ТРКН * МЫ - во много раз шире по сра^нечтч ~ 6ывшм'' ных равнинных рек ширина террас»^ ВЫсо1"» ' • тупа. У • высота - нескольких м. г0ов ’ОСТИ1а,,т их километры каждой террасы начинается с и. ОСЛчяр,1вт®льность образов*»"' вития боковой эрозии и ап \ V’ «тя ''ч,,я аЛЯЮВмж в период те^10 С*еку ♦Pv3HGHHOro ЦИ • i и ПЦИа звт’-м 1, ступа, овмлчв^ !- ( тноситедьаыи ВбХч ₽в‘ .НОЙ фИМ.« п-.и”; н "аД,,(-й-”< Н"ой терРаС' мокО"» "ойменным(рис.8.9). ₽РвСЫ 8веР*- к баад древним II. Ш АЛ.1ЮВИ.ЯЛЬНК] . Рассле^^°сН“Отцикла-С 1УОИ сменой пли нлГ'1 ‘ K3<a'raTH4orVjx Л7Ь ПОНИН;' t ок Пр,‘,,И||ОЙ обравоммля Река, НЫйаЛутх *ВЖЖеЯЖаХ или ЭР°®ЙИ при т, морских бассей»м* •ноиесия, под Ш1ИЯИ11вм вовХ*г
}1ИЯ эро.лии пая। i усиленно вр< гп м я, <к- чля,пяя старую . , ,м5 ( Ч' 13>я iгТ 111 PPaCi . , , v f> , ikv >рсмии река снова накапливает аллювий, опт' новую пойму и ор ст прос рил ь ра ин ве сия. с ш < г i ,ь, «ин вставит русло оставить слоя лы яп< тму и . пори ь оъ;.Щ эрозионный цикл (рис. 8,10). Рис 8.9. Схема строения речных террас (по Г. И Рычагову): II Э — эрозионная вторая надпойменная терраса; I Ц — цокольная первая надпойменная терраса’ ПА — аккумулятивная пойма, 1 — коренные породы; 2 — аллювиальные порроды, В С - внутренний край террасы (тыловой шов); Пл — площадка террасы Бр — бровка; Ус — уступ; ПУ — подножие уступа Процесс начинается на участке впадения реки и передается с по- мощью регрессивной эрозии вверх, поэтому количество цикловых террас в нижнем течении наибольшее. Они соответствуют морским и озерным террасам, но по возрасту всегда моложе. Важной причи- ной образования террас служит изменение климата При увлажне- нии и увеличении водности реки усиливается ее эродирующая спо- собность, которая выражается в процессе врезания и выработки нового профиля равновесия. Следовательно, надпойменные терра- ’ ы МогУт возникать при понижении уровня океана (эвстатические тП>расы), при поднятии территории (тектонические террасы), при Изменении климата на значительной территории (климатические '»Р U ы), в результате естественного преобразования речных сис- речных перехватов и пр. - Первом слУчае наибольшее количество террас и их pa jrh гис ш в нижнем течении реки. Тектонические террасы луч- •фажены на участках максимального поднятия, а в местах
'® и могут сливаться одна с другой или ок.,зЫв лиг: КвЯИЯ О1 и_ янии. в ^НИ°МЙ п^яженностью в долине от личав, гея клИМвт Наиболыве Р ы> L.„,. цикловые 1 ере на большой плошади. так как отражают изменение Л11Мвта Гг н ч I г I 1 1 ₽ИСв'°Схемао^азования <по Р Хетгнвад Речнои яол‘,не Образован иетеррас . •и®. ВолтмиихпрИГ0[ . Точно Европейской равнины (Ди< ’^’ывадгтс изменениями климят»*’**
11Я океана в ледниковые к межледниковые эпохи. Данный процесс ^•н.» щн.дгпшитьглвдуюг < < радом. Кру П..КЯ волопо b я10меяяАЖ терркторм пмвр. 11рмдпенровскдя шайенность) адериидтая^ ня < '‘Аника эаполдмлмс и серной рыхлых вод яо ледниковых отложений, создавших цоколь для мощных аллю- оия^нык осадков. никоплвниых позднее пра-Дпенром в результате послеледникового увлажнения климата и высокой >жения ба* а эрозия» вызван нот ь пойменная низина. Последухмцсе гцммани? в аллювий реки явилось реакцией на изостатическое поднятие территории. Образовался уе- туп наиболее высокой террасы. I ь?д^к» tvm ед ш:<»в к» ш ху и! окая долина реки но» »р . «ц , а затем накопления мощных толщ аллювия. П<х*леледниковое врезание реки вызвало появление новой, более молодой террасы. Омоложенная таким образам рек i м пырибнтыв ть ноный про- фи ть равновесия, формир- ншние котч»р<»дн»жг г снова нар>’шиться Б ту или иную сторону’ При изменении к шмата. В описанном случае допущено, во-первых, что новая толина является более узкой по сравнению с древней. В природе может быть иначе: ал лювий болге молодо । террасы пср< роет ось дки бо- лее высокой террасы, тогда последняя окажется погребенной и не выразитсл в рельефе. Во-вторых, каждый последующий врез проявлялся интенсивно и достигал коренного ложа долины (как на участке Цнепровских порогов). Такие террасы называются вложенными или прислонен- ными. В других с лучаях эрозионный врез ограничивается только голщей аллювия, и террасы называются наложении ми (рис. 8.11). ^*с 8.11 Поперечные разрезы аккумулятивных г .*чны» террас (по А. И Спиридонову) в — вложенные, б прислоненные в — последовательные пачки аллювия разног о возраста Цн»:ловКе террасы обычно имеют небольшой абсолютный воз- рео* Ua • гта реках Восточно-Европейской равнины, текущих на юг.
.ЯьИ»С»яа»«Ы<Д|х-»НИ'И1<ОЛ<-ЛеШм)1,нМИ{ь <* более КЮтые. кт). и «.т р> h ( „ дащжЛмвжао»террасы отно< иТРЯ/'« ggpSSLaa.. ««₽»« те^ася *WK,BilWb^4« „ „я. и . ре.СХ. текущих с юга на эедадСЗммдви-' 1вин!,Неман, lb чора, Мезен.., Одер> э % parr террасболее молодой и связан г эпохой посл< днего 0Ле ’ и послеладнш вым временем. но не всегда террасы относятся к цикловым. НерР имеют локальный (м< стный) характер. Примером в этом Н1’ вин могут служить террасы р. Неман, образованные np^01^ хедниковых озер, служивших реке временными базисам^ зии. Локальная терраса может образоваться выше участка ранее подпруженного выступом твердых пород, поднятием^’ (типа порогов). Пересечение поднятия приводит к резкому п0°*8 жению базиса эрозии и формированию выше порогов террасой уступа. Подобные условия возникают на участке впадения ппитТ в главную реку, стимулирующую водность последней и усичен^ глубинной >розии. усиление ванИ°я “ Ф°рмирУются т“ в процессе обезглавли- „К выше ухваченного участка. Известны случаи обра& ной деятельнос*ти.ТДажеН*рйаЛЬ1Х ₽еКвХ П°Д влиянием хозяйствен- усилению аккумуляпи ** °льшая пл°тина на реке способствует водохранилище. Уничтожение^ ° °б₽азованном выше по течению лища. врезание реки и фопмиоом °™HbI вызовет спуск водохрани- участке. ние террасового уступа на данном В зависимости от стооемия вые аккумулятивные Три Типа теРРас: Цикл°’ Первые полностью стожеик альные)» Цокольные и эрозионнъ1.' (п^вая и вторая надп^ен^?10^^ И Обычно это о несколько метров В отличы терРасы с относительной высо* 7НИИ сл°жены водно-пенни °Т НИХ Цокольные террасы во'’ породами, а в верхней часГ^11 °Тл^ениями или корен* ' ятея °пределя1<>т возраст сам алл1°ви«льными осадка1^ никоВЫх о Т’₽азвитые на (biTtnr. ЬвР°п<?йской равнины, 3 Дае«р7о™0ЛО?КеНИЯХ <3«naJZ п°ГЛЯЦИадь«ых и озерно —•'в^;^П,,ев-оты^ИНа’ биела- Одер. ая-’Повиад1>На теРРас достигают деся*к 11 -кольная террасы пррс*,! Гл* Ф гм н т fl Е 1
'моз 3 ^^оец/|АЧЬНЬ,>1^'’ 'АЬ>>Ф ЭЫ аккумуляции И Эрозии, ЦQ31 ому н**|и*д ГЛ» ИН.ЛПМИ) гея 5»p’.J 5И0«Я° акКУму'1ЯТИВИ Ь1 ми• Эрозионные террасы обычно сложены коренными породами ногда лишь прикрытыми аллювием. и <п । ижикп «» <»»3< прости (..г)уктур данной территории структурные т<-ррл< и. Наиб»» ьт характерны они для горных рек. Каждая ггррм» а отрпж.нч о im<»- нение ci । •••-• пород, а не только смену зро <иинн<»г» > цикл 1.11ри д пи тельном однонаправленном поднят ни территории в м>п ких п<цю .(аХ образуются уступы. bti грдых —- пологиеп пицндни. Гипнчны в этом отношении структурные террпсы р. Ко поряди, слои;ная сие тема ступеней на склонах долин Яны, Дн<•< п».< и др. Их количество Мо;кст достигать 8-10, а обща; высота поднятия, в зависимости от амплитуды врезания, превыш пъ сотню метров. Нижние аккумулятивные (аллювиальные) и цок»». и.н ыетеррасы обычно сохраняют черты рельефа, свойственные пой мим: прирус- ловые валы, вытянутые гривы и старичные пони: гения. Рюрхние древние террасы значительно измен 1ы эрозией 1 ритоков, кону сами выноса, оползнями, дюнами, оврагами, покровными образо- ваниями. Велико значение речных террас в жизни людей! как равнинпых, так и горных стран. Они даже получают особые названия. Первая надпойменная терраса рек Восточно-Европейской равнины назы- вается боровой, так как слагающие ее пески заняты сосновыми лесами. Широкая вторая надпойменная терраса Днепра, Дона, Волги именуется лессовой (или степной) — в среднем течении та ких рек территория покрыта черноземными почвами на лессах и почти полностью распахана. Речные террасы в горах — ь <шболее удобные участки для строительства дорог, размещения населен- ных пунктов, развития сельского хозяйства. Террасовый ал ювиЙ нередко содержит россыпные месторождения тяжелых и ре дких элементов — золота, платины, добыча которых намного легче, чем в коренных залежах. В старичном аллювии хорошо сохраняются остатки растени i, раковины моллюсков, служащие для выявле- ния природных условий за определенный отрезок времени. 8*7. Водопады и пороги речных долин Уступы в продольном профиле реки, расположенные поперек РУелд или долин ы. пред являют собой поперечные террасы. Дан - янл*>!Ие характерно для рек, не достигн < профиля равнонс- и пересекающих породы разной твердости. Механизм деятель-
~ Mr --BfcOP* ' ..... . ........- lb ... !««»*«*•* Эри «ЧИ.Х ^Ь‘^₽даП.|** ***»»*геТУПТ*РАЬ‘ “ • j w 11" cfyn. Поток воды пллшт< ”tJ-г»о эд и ' •—У".'. ;,„и ' ' Ув*Упсоски1,<н’тьк.окол модл«шо течет . п 2;^в. I . ..т , .онавырабатывает у„„е> ... ,ьед££** 11 км. Расчеты показывают. что при сохранении скорости от НИИ vcrvna примерно Мерез 10 тыс. лет водопад исчезнет ~fi , р1В jc л™, т профи ь равнине. ия, а оз. Эри будет СПу’₽'Ч- Описанный пример характеризует водопады Ниагаре,,™Hf> с большой шириной ВОДНОГО ПОТОКИ. Нлибол«?е ВЫСОКИЙ Л и широкий (1800 М)ВО#7ОНЙД такого типа — Виктория нар 3 120 v Уступ на Замбези и ее притоках образован базальтовыми Мощная глубинная эрозия, вызванная тектоническим п сформировала сложную систему плосковершинных 1гп^ДНЯТИе тор и структурных террас. В половодье - в мартеи апХ- воды составляет 5 500 м' с. Р*11 д а Непрерывная регрессивная эрозия обычное™^ даеиое у многих водопадов. Однако скачкообразная п Н‘‘б‘'" эрозия, установленная у р З .мбе». чкоо°Разная пятящая-ч можна она только в породах зона д, ’ С°ВСртенно необычна. Ви- Щвноватостью. .МОЖНо , р,-д„о.1ож ''ть "?’а™ь'х глубокой тре крайней мере восемь таких .ге»и, ' ЧТ° Злмбези соверши ла ? тьюподьзу₽тсяво ™ ™ назаД‘- Большой изве- :в- Лирике высотой 72 эд и овшей готипа «а реке ИгуассвЮжне. в Другой тин водопадов шиР"н<>й более 1.2 км. и узкой ТРНТ1)И в ^7ИТГКИЙ - отличается боль,; УХИ ^'«о^10НТ4ЯСаЧЫИВигокии’вэдирЮ"Г И насЕждамц. К -аиноиу °4 м. Назван„е -ип . 1 Н 1ОП’’1 Анкельв Вснее ” АэдерИь",Р''ИСХ,'Д,,Г °Т а".<оп.ада в И *2®Ро7ыГв<иаЛв"ЛИНИя) “оа’>падовГ В,ГИЧ,‘СК|’Х структур возе»' васти,обгм ,<ОГо плоског пгх ’ ’’п*>ИмеР» все реки. тг».п^’- ***,аРас|ад Лини 1Я ЬСТ°1>О4 * Амазонской низм» Л.рйа> ^ногоЧиДОЪн ь,,1тлн\т1( ( ? ' ° 1 l'UI” в• ’Доналов(в т v iT>PH^’I',*y’,»'TKerH’!,dt' "’'icn, ll‘'”h ' "«Ча лФиг реки, вп.1а‘|Ь ! Tte На <х?тплаССии 8аИбо -п * Ъ1 ’ в°А°п^ДЛ.ми богаты и Д1 Итуруп .1*' 8ЫС«КИЙ Родопал Иль РУИпе КурИльских М
r ifoflcirimiы и» ?к» м.зуются л качестве дешевых источников знер |М при строите лье пи .си-» 7 рс» га ,ийич ibjihi ц-н рнми м', ъ IVHUP”ДИОГО тури <м.1. 8 8. Асимметрия речных долин и связь с тектоникой р холине почти каждой реки четко выражены розница по пру (< 1 высоте левого и правого склонов в зависимости от par поло Нп выпуклых и вогнутых частей излучин. Однако существует • мм-трия долин и водоразделов, которая сохраняется н t всем >т гкснии реки. В реках Северного полушария, текущих в раз- ,f\ направлениях, правый берег крутой и короткий, а левый щнный. пологий, с широкой поймой и терраса ми. Разные авторы 1йгают три группы причин, объясняющих асимметрию долин: -тектонические, планетарные, экзогенные.^Тектонические причи- ,iS проявляются через структуры, особенности литологии пород, характер новейших движений. Асимметрия возникает в том слу- iae. если долина заложена по линии сброса, делящего породы раз- ного состава или зоны поднятия и погружения (долина р. Енисей). То же самое бывает, если долина заложена в основании крупного v «ноклинального поднятия (р. Волга в области Приволжской воз- вышенности). Обычна асимметрия при образовании куэст в моно- клинальных структурах и т. д. Эта же причина в равнинных облас- тях объясняет асимметричность долин, стекающих по общей покатости примерно параллельно одна другой (теория А. А. Бор ю- вл). В таком случае склон долины, совпадающий с направлением уклона топографической поверхности, будет р< ;рушаться, выпо- лаживаться, а противоположный ему, лишенный влияния грунто- вых вод. сохранится более крутым. Кру гизна правых склонов крупных рек объясняется влияние м 'и 1ы Кориолиса (закон Бэра-Бабинэ): долины Амура, Лены, Оби; в очень малой степени она проявляется на малых реках. По-ви г *•' . во многих случаях значительную ро 1ь играет инсоляция I11 шица мощности и сроков таяния снега. Реки и речные долины являются порождением ря а природных в первую очередь климата и геологических структур, даже на равнинах, сложенных однообразными рыхлыми порода д°лмны могут иметь косвенную связь со строением коренных п°род. Примером может служить река Припять ня Мозырском
.„„„ута* " •••>глисин * ° стРУКтуРн 0«^₽'’ иДйпочтимем пр<1ТяженИИи Г" ‘ ^..ви.-.х относятся к ... итРадь,1ь М,„. ’«‘"J "" . долинам Оби. Иртыша в средне •и1и „ равнинах <•<> слом ным рельефом илиб-, „а ..стах.".4 речные долины весьма чУтк/ угт я» осов'^ Т..СРЛЫХ пород или горные хребты и *«* J5’, пряными, т. е. согласными с тек w ^„учаен-эмь )И отнести долину Эльбы, ЛеК11 кой К данной ‘ ‘д ‘ ,О11КИИ многих других. Продольные^, аередиеи течении, " _ выработанным продольным профиле*. иие долины отличи яилепием аккумулятивных процес. 1р“с- Рлчл ЛОМ< мюш ЧИЮ КРУ вы- со с Вп НО I чав вр 1 их пе] (сь - Лолина, заложи!” анги™ина^* ДОЛин <п° И с. Щукину) К °3«СЯ Вдоль ЛИмь. ДОПИНа. В — моно«лИН i °Родольцы м ' и Ри»л.>ма,д - долина 'ь''*’* 1 MOBf№ -IZ н,>сятся лл__ алЕные,coutbim^, ‘'и,1Клинальиые, антиклин.ыь Т»У1ОЦ11<Р ________________________ ___________адом р в х Д 11
( 8 рельеф_____________ * — - ж j jqfloe, Лаяины-грвбрмы. Каждый иа наанлчных типов имеет свои |₽фвжв, ЧТИ кише.кобеиности. Например, 1(> ,И11Ы грабит < ,, ,„,тг я ЯИФОПМ. нередко террПеигю.„.„„,,1м дном и высокими , , ,.,ми ,жзонами (рмш Баргузин, Рейн). Долины, расположен- , „пои оси антиклинальных складок, обынио ВО1Чирокие ее ступенчатыми склонами. с малым притоком аздамвных вод Н„роти1«'4оложностьимсинклина.чы1ыедолины,,,и|.„к. обидь- <итл<*мыг подземными водами. Моноклинальные долины отли- чаются резко асимметричными склонами, как, например, Во пт в рли».'Н«’ Приво икской возвышенности Ннрядх с продольными долинами существуют долины рек или их счистки, кущие геологические структуры, горные хребты по- перек или под каким-либо углом. Они называются поперечны чи (С I возными) не согласными с тектоникой. В некоторых случаях поперечные долины именуются долинами прорыв > (рис. 8.13). а Рис. 8 13 Морфологические изменения долин в реэу пыате бокового перехвата (по Г И. Рычагову): а - намечоющеисм пере хват: б — осуществившийся передал г Изучение таких долин представляет особый интерес как с теоре- '’’СОЙ. гак и с практ ический точки зрения. Насквозяых уч» тки ‘^“е^ечних долин глубоки обнажаются горные породы, вскрытые В по Д°ЛИНа ~я узкой и имеет все черты невырасч>та нг . л месте легче всего выявить геологическое строение п ,рного Л и ИСТ0РИЮ Развития данной территории; оноЯвиболее удобно ^^^РУЖемия плотин, а на равнинных реках — каналов, соединяю «’••’Ь» ручные системы. ••или „?’'аПИЮ ‘••‘•озпых долин способствуют различные при* . (|<’речисленные ниже.
14<L—--——------ , Полины, связанные с поперечным н-шрию,,,, * ,U*- Например, на Кольском нолу(,еТ,м>1„. р « к продольному типу, а многочисленные 1>еки, т * <ч„„' Зональном направлении (Воронья, Кола), Не, сРвои” поперечных долин систему тектонических тр.. ь ,у . • ™ того же происхождения долина среднего тече„ия Мекающая горную систему в широтном направления. в и₽^ • Учении долина этой реки, расположенная в пределах При ** ской низменности, атектоническая. < . 2 Сквозные долины подземного заложения образуются в к вых областях. Подземный участок карстовой реки в ряде**1* пересекает на определенной глубине поднятие рельефа или хребет. В результате разрушения свода подземного участка река ходит на поверхность в типичной поперечной долине. Подобным^ разом возник сквозной участок р. Салгир, пересекающий Крыме горы и впадающий в залив Сиваш. Аналитичные сквозные учзст] характерны для многих рек Балканского полуострова, например Любляницы и верхней Савы в Словении. 3. Большое распространение в горах и на холмистых равнин получили поперечные долины озерного происхождения. Они возни- кают в результате поднятия уровня водоемов и образования виток > в наиболее низкой части склонов. Классическим примером может служить сквозной участок долины Западной Двины на границе Беларуси и Латвии, где река пересекает моренную Балтийскую гря- ду и направляется в Балтийское море. В одну из стадий последнее » оледенения на территории Полоцкой низины возник крупный при- ледниковый водоем, который питали талые воды ледника. В период высокого уровня воды озера прорвали Балтийскую гряду, образовав узкую глубокую долину Западной Двины, которая позже явилась важной причиной спуска Полоцкого приледникового водоема- игеце ентные сквозные долины возникают в тех случаях, когда прорезат^Т образуется молодое поднятие, которое река успев* имеет более ^ПИл^ть^ с пом°Щью глубинной эрозии. Обычно рс; НазХяИИ В°ЗРаСТ П° ^внению с горным сооружен^ ров таких долин много ^едеНТНая’т-е- предсуществующая. При* реки Брахмапутры пп МОлоДых горах. К ним относится уч* ки реки Колорадо горны^^46*™ ею Гималаев» поперечные уч« но, того же происхождениРеКИ В массиве Пирин в Болгарии. Возл ’ яльского ущелья, Железные^В^11”3 Прорыва р‘ Терек в рвй°ке
|Л Кк» ° ---------------— U ппгнних, испытавших вторичное поднятие горах, на холмис- и,шинах получили распространение эпигенетические (нало- ГЬ*Х СНерху) сквозим долины. Образование их можно предста- следующим образом, разрушенная дену дациеи горная система ,П'Т’1п ига погружение И лерекрылась морскими осадками. После- и<*г поднятие обнажило плоскую морскую низменность, на дУ и.рхнотти которой возникли долины, расположенные в направ- "'чпп! покатости (уклона) независимо от древних структур. Даль- ;11>йп1с<» поднятие усилило глубинную и боковую эрозию, морские * ечдки оказались смытыми, а реки врезались в коренные породы ‘ «впей горной системы. Часть из этих молодых долин могут ока- заться поперечными со всеми типичными их чертами. Нередки случаи образования поперечных участков долин в процессе регрес- сивной эрозии, когда более сильная река с глубоким базисом эро- П1И пересекает водораздельную возвышенность или горный хребет и включая тся в бассейн соседней, менее активной реки. Такое про- исхождение имеют сквозные долины рек Западного Кавказа, впа- дающие в Черное море, реки Тихоокеанского склона Анд, западно- го склона Урала. Определенное развитие сквозных долин наблюдается на реках Беларуси, особенно в северной части, где малые реки связаны с многочисленными озерами и разнообразным холмисто-морен- ным рельефом. Типичным примером может служить система р. Ви- лия. Этот правый приток Немана на территории Беларуси имеет протяженность 278 км. На всем протяжении Вилия отличается из- вилистым рисунком русла, высокими берегами, порогами и пере- катами, мешающими судоходству. В верхнем отрезке Вилии извест- ностью пользуется сквозная долина Илии — Ганны, соединяющая системы Вилии и Березины (бассейн Днепра). Малые притоки Ви- лии отличаются особым своеобразием. Ее правый приток Страна на протяжении нескольких десятков километров неоднократно ооразует сквозные участки, пересекая поднятия моренной Свен- цянской гряды и обходя котловины многочисленных озер. Типич- ный пример сквозной долины образуют верховья р. Мол чад ь (при- ток Немана), пересекая одну из наиболее высоких возвь шенностей х ларуси — Новогрудскую. Прекрасно выражена сквозная долин.» Р- еман в районе г. Гродно, где она пересекает моренную Гроднен- кУю возвышенность, образуя глубокую долину и систему террас. цес СА‘ДКи случаи образования поперечных участков долин в про СР Агрессивной эрозии, когда более сильная река с глубоким
tU «торнздельную возвышенность „ „..ресекает в‘ „ бассейн соседней менее актив» * - < ..«<•><>>• розные Д°ЛИНЫ Рек За«ад * м« 41 Jx.nexo^1': В " С море, рек тихоокеанского ск^ реки. Т»к‘н 11;1ак>1ЦИх в склона Урала- *К18ЬЛ*сК^ Ан Р ’“П,,Д " "тью определенное речной систе \мерик«»ск 8 яВЛЯется чш прИТОки первого, второго и дРУП1х Ка*5 ’гоходит главная Р< К‘ молодую морскую равнину, тоПер. в коТ°Р- Ес пи представить I е етствОвать направлению ук», порЯДК« на ее поверхности буде отнесена к консеквентны* ^территории.8 <* ДОЛ,’Нового порядка (субсеквентные) направо " сныч). Притоки первого 1 углами и не совпадаю, сановным уклоном, они раз служит причиной асиммег Хт невыработанныи проф глубиннои эрозии субсеквент рИИ долин и проявления интен напраВленные параллельно иых рек. Притоки второго> п Р^ р^^ными, а в противопо- консеквентнои реке, на. ыми (рис. 8.14). ложном направлении - обсекве 8 14 К нтная долцНа- р Д консеквентная долина; ПРедставлення ст ' ресеквентные долины ние главной реки и °ХеМа Имеет лишк как правило Эт ее прИт°ков ?б1Цее зна^ение; расположе ними структупямТе?Н° СВЯзаНо со г еТ ^Ыть Самьш разнообразна ^л°Щадь с кп И Рис’ 8-15) Троением рельефа и геология^' водо^орНЬ1 i " К°т°Рой данн^ Г°Го eodoPa3deAatUH' СосеДНИе С?бирает питание, состав**’г которые, Как сеины отделяются один от ДР' 11 притоки, бывают разных
/I Hill! р^ЯВНЫИ ВОДОрЯЗДС Л ЗеМЛ И II р< । । >ци’г । ц > и >t । И и 1 р я 'K°F’сПСТеМам на всех матери» ах и ириЛлц , ,.н , । ^^обенно на Американском континент,, Ц,, и,,и »>’• с Тихим, Atj античесиий <»кшш нриним*» Рис. 8./5. Типы рисунков речной сети (но Г И Рыч и ину) 1 — древовидный; 2 — перистый; 3 — ортогональный, 4 рыншч.пыи 5 — радиальный центробежный; 6 — радиальный цаш рос. греми (ильный, 7— параллельный; 8 — кольцевидный И | Водоразделы второго порядка на каждом материке так же приуро чены к горным системам: Альпы, Урал, Кавказ, Анды, Кор ц» пьоры и т. д. В равнинных странах линия водоразделов н роходи т игре.«на и более возвышенные точки. Например, на Восточно Европейской равнине водораздел крупных рек совпадает с моренными но «шишек ностями: Белорусской грядой, Валдайской возвышенностью. Вместе с тем водоразделом может быть и наиболее низкое место на данном участке— озеро, болото (пример тому— Волга и Запади ш Данна, берущие начало из небольших озер на водоразделах). Строение речных систем и положение водоразделов изменяется под влиянием деятельности рек. Данное явление носит название борьбы за водораздел. Более сильные реки с помощью пятящейся эрозии способны перехватывать притоки соседней системы, отод- вигая таким образом водораздельную линию (рис. В 16). Процесс называется обезглавливанием реки. Например, реки западногосклона Кавказа обладают активной регрессивной .»р«»зи и благодаря влажному климату и низкому базису эрозии. В р«* Ультате борьбы за водораздел они перехватили верховья многих к восточного склона Кавказа, в результате чего линия недор4 ‘ д
ле та оказалась отодвинутой от наибо чее высоког „ на'более низкий Боковой хребет. По линиям так девались сквозные долины, пересекающИе р Их ПеРе>Гъ*й- кая же картина несовпадения водораздела с н Й,1Ь1й хребтами наблюдается на Урале, где реки зац^1160-’1^ н згльтлте борьбы за водораздел отодвинули его ДН°Г° ск ,^7 окраине Урала. Реки западного склона Южно-д ИНИ1° к в / перехватывают верховья рек восточного, боде склона, отодвигая таким образом линию’ноп^ ° ДЛИй,1огп *Н*А "'мораздеЛа и в - '«• Q у ^Аоперехва,, '» ~ п.>рв<ва, »»™".™ ™ "«»? fcR"*”'“'" * “*"“ Двинь, ^0ВервУл ^px,,^°a^-^.i с еосГ™ Н,Тв "*(*•’'» * Часпгв<27 Ший^яиижни УЧйГТ"к *•«' Г- Ч..-.1 «^льшоЯрем* Дл„ 80ег° ₽>^а. со?' 1,1,11 Г/тРмок К?, ИИя в ™рону Се™ *аР«кте.рц’?Чно'Ь'вроПея’’Лся л’»шь небод? п<и*Рял эначитыыл» 8 " св’заны *°* Равнины ^ ШОЙ НИ™ "ТО 8'₽*о»МСеХИГ0ЛОЧея*- пеРеСТроЙК,>й гиЧ7НЫ*' Пер*“хваты ow> Рв°йДвины гРит°ки Волг» ЛРографическоЯ ссп >Гим НапРимер, перехмли* Льствует рисунок ше^г
-.. ... 2 Г ’ 1<И» таких крупных рек, как Кама, Бел,,,,............. ,,.кут< кил на север, затем резко но, р„ч,....... „ ' МУ Верхние отрезки таких рек ран..,, „ходи ,,, ..’ .„..риойД-и"-1’ (..,|ц1, г1<У-те|Ц< однаразновидностьречно|онер1.хиа1а , .. „ .юр»» <» "'> ",и >' На«РИ^Р. Волга соединила, ,. 11|111М ' „.„„«-м н-Лолыпой речкойСвиягой, текущей в ........ ,.„„м 1,,„1Р направлении. Благодаря подмыву обоими реками крапы. ,.... произошло их соединение системой балок и парагон ° 'непременным условием перехвата рек должна быть разница г11Псометрических уровней. Наиболее яркие внешние признаки (joitoiioi'o nt рехвата выражаются в образовании коленообразного илгибя реки (на примере Пинеги), возникновении на перехвн .генном участке террасы, связанной с понижением базиса ♦|»<> зии; ниже перехваченного участка нередко прослеживается су хая долина. Определяется совершившийся перехват так ке ио различию в составе аллювия верхнего и нижнего участков реки захватчицы. 8.9. Типы флювиального рЕльЕфа Наиболее распространенным типом флювиального рельефа яв- ляется долинный, образованный сочетанием рек и их притоков разного порядка. Овражно балочный тип рельефа наиболее развит на возвышен ногтях стенной и лесостепной зон. В сухих степях бассейна Волги распространен сыртовый тип флювиального рельефа, наиболее ти пичиый для возвышенности Общий Сырт. Рельеф образован густой сетью временных потоков в очень плотных (водоупорных) сырто вых глинах и представлен чередованием пологих увалов и широ- ких понижений между ними. На холмисто-увалистых предгорьях Тянь-Шаня выделяется адыр ныи тип рельефа. И. С. Щукин объясняет его образование слияни ем конусов выноса горных рек и последующим расчленением тер ритории овражно-балочной сетью до глубины 100-300 м. В предгорных областях с аридным климатом распространен тип рельефа, получивший название бедленд, что означает «испорчен пью (плохие) земли» (термин Северо-Американских прерий). Об Р<|,ювание бедленда связано также с длительной распашкой земель, применением неправильных, хищнических методов ведения се ль Ко1° хозяйства, развитием эрозионных процессов.
Раздел 3. Экзоту,ц иной Сибири И междуречии Оби и у,.ой части запади стый тип флювиального^ В ю* и° спространени е Р н> ВЫТЯнутых в субщир^к ЯОСииеширОКИХлРьно одна ДРУ^ и невысоких ПЛОс С°Ч пеаии параллельно од t в связи с сухостью кЛИм правлен неКОторых слу оЧКИ солоноватых озер. ₽«теЛр°ек еФ°РМИР°пХСобластях развит куэстовый тип Pwi МХ миогихпр^“^четанИе параллельных один друи)Чу^ * тавляюЩ® собой с склонами, сложенными Moii(^ ^в илигрядсасимметр ми_ Системои трех куэст - w вально залегающим^ ся Крымские горы. Северное средней и северной я овЫХ хрсбта: Лесистый, Пастбищ, pie Кавказа образуют Р по^ед(1его достигает 2000 м. Образец ный и Скалистый, выс глубинНой эрозии субсеквентныхВрц. куэст связано с прояв м покатостям гор. Параллельная сне- токов рек, текущих п Ринальных структурах образует глубокю тема притоков в м водоразделы между которыми такжепрв- асимметричные д . х хребтов с асимметричный обретают вид высоких i ряд г профилем. http://www.twirpx.com/user/4801363/
Карстовые процессы и формы рельефа Под карстовым геоморфологическим комплексом понимается совокупность специфических форм рельефа, созданных деятель- костью поверхностных и подземных вод в растворимых (карстую- щихся) породах. В классической стране карста — Словении — его называют kras. Наибольшее значение на Земле получил известняковый карст, свойственный широко распространенными карбонатными (СаСО + + MgCO3) отложениями. Другие растворимые породы — камен- ная соль, гипс встречаются намного реже или растворяются слишком быстро. Сущность растворения заключается в насыще- нии циркулирующих в карстующихся породах вод углекислоты, которая служит основным растворителем. При перенасыщении воды СО2 растворение прекращается, начинается выпадение кар- боната кальция из воды и появление в карстовых пустотах вторич- ных натечных образований. Изучением геоморфологии карста, в научном и практическом плане, занимается наука спелеология. Развитие карстовых процес- сов зависит от ряда условий. В наиболее типичном виде карстовые формы выражены в открытом (голом) карсте, когда известняко- вые породы обнажаются на поверхности. Открытый карст условно принято называть средиземноморским (Балканский полуостров, Крым, Кавказ, Альпы, Пиренеи и т. д.). Рельефообразующие про- цессы интенсивно проявляются в чистых, но трещиноватых извест- няках, мелах, мергелях при сравнительно пологих склонах, спо- собствующих замедленному стоку и химическому выветриванию. Большое значение имеет высота карстового массива над уро нем моря и местный базис карстовой денудации, от которых з вис т глубина вертикальной циркуляции воды в трещинах горной поро Ды. По признаку рельефа выделяют горный и равнинный карст. Карст не только азональное явление, он имеет свои особенности в Различных климатических зонах. Для развития карста наи оле благоприятен климат средиземноморского типа с ограничены Не авномерным количеством осадков и высокими тег пе^ м в ечение года. В условиях холодного климата вода теря
о ____________________________ Раздел 3. Экзогенц^ мерзлоты отр^ “ирКУЛЯ „НЫХ широт способствует быс-Г1, ее "ерТ*":ий «лимаТ УМие дернового покрова, кроме того, в Ч Вла*" ' поЧвенного и Д. Р как правило, лежат подр "*%. ><0ПЯеНекарс'ГУ1О1ЯИеССужениями. Такой карст называв /Ч НОЙ зоН * дьными отл ых территории Восточно-ЕВп?к| к0ВТИн^ра^е₽еНДЛл1Тй части бассейна р. Миссисипи Той р“^’ ЦеЯвТсСХя спинный голый карет, над^ Т и на рав-««а* Хй областях. Изучение тропичеСКого п Пермской и Псковск > стей, связанных с интенсИВн также выявило ря д его ии в жарком влажном Вди процессов РзСТВ0ре® е для развития карста имеют гидрологу Важнейшее знаЧД™ом массиве различают три этажа (зоны), киеусловия.Вкарс™во^ком отношении. Верхняя, называема^ личные в гидрогео; аетсЯ от поверХности до уровня грунтовыу зоной аэрации, ₽ас" вертикальной циркуляцией. Свободное гра. вод и характеризуй свойственное верхней зоне, наблюди витационное движ дождей и таяния снега. В верхней зоВе ется в периоды поверхностные формы. Средняя зона перво- лпческиполного насыщения отличается горизонтальными или сла- бонаклонными движениями воды в границах самого высокого и наи- " изкого уровня зеркала грунтовых вод. Это зона активного формирования карстовых пещер. Нижняя зона - постоянного пол- ного насыщения - распространяется вплоть до водоупорного гори- зонта и отличается горизонтальной циркуляцией. Она питает кар- стовые реки и крупные постоянные источники. ГлдВЗ 9.1. Эволюция карстовых форм .! На молодом массиве известкопкт v из-под уровня моря, под в ПоР°Д> недавно обнажившихся в трещины в зоне аэрации ЛИЯНием Деятельности проникающих тание специфических откп^°ЖДевЬ1х и талых вод возникает соче вестняках появляются кяпп^^ Мезо‘и микроформ. В чистых из- вРИнт°м узких острь1хгпрбт>1,-ИЛИ Шратть1- Они представлены ла- дую°ЗД ГЛУбИНой до 0>5-1 м И разделяюЩих их таких же узких ocaHRCJa/Wl° разв«тия канет арр°ВЬ1е поля характеризуют моЖ сутствуХНйКаК,Т СКВОЗЬ трепт°ГО Процесса» когда выпадаю^11*- (Рис. Эд). ины и поверхностные водотоки 1
________149 .<д~7товь|епр°цессь| и формы рельефа Глава?— Рис. 9.1. Стадии развития карстового комплекса (по R Кеттнеру): а — стадия юности; б — молодости; в — зрелости На начальной стадии развития карстаболее или менее большое распространение ПО^“Т “ и каналами для поверх- широкие щели, служащие водоот д отпиваются разнообраз- ностных вод. Почти одновременно с ним« ра3“енные под общим ные округлые понижения и провалы, плоские блюдце" названием «долины». К ним относятся ш просадки грунта- образные западины, возникающие в прОЦ а1ощие в диаметре Наиболее типичны карстовые воронки, до еСЯТКов метров. 20-50 м, а по глубине — от нескольких до пе ниченНОго по пло Развиваются они в результате активного,а по крупным трещинам, Щади проникновения поверхностных
^яяпениястенок понора. Склоны воРоп а иногда за счеХнные, дно сухое. °МЧ нокРУтые’ ° иа«е разновидностью карстовых форм Распростра«еи« х десятков метров) вертикадьнь1е глубокие (до неск уются над подземной пустотой » TH типа ^“^него слоя (потолка). На данной стадии Ра^Ч- тате обва® вер ы да соеДинены одна с другой и поЕерхн В"Ч карстовые Ф°Р форма развивается за счет вертикаль*^ водотокам^ м ф*рмируется типичный ванновый Лайдщ^' КУДальнёйшее развитие карстового геоморфологического текса направлено по линии поверхностной денудации и образ* пил поверхностных водотоков путем вскрытия подзеМВых ' В карровых полях борозды постепенно становятся шире, меЛКв. гребни «съедаются» за счет химического выветривания, усТОЙЧй. вые гребни превращаются в останцы. В понижениях накапливается красная глина (terra rossa), кото- рая закупоривает трещины и создает условия для застаивания на поверхности атмосферных вод. Для горного карста в данной стадии характерно развитие глубо- ких вертикальных каналов — карстовых бездн, или шахт, глуби- на которых достигает нескольких сотен метров. В период дождей сюда устремляются поверхностные воды, проходящие по верти- кальным каналам до уровня грунтовых вод. В книгах французско- го спелеолога Н. Кастере карстовые бездны описаны в Пиренеях, где глубина их составляет сотни метров; в Италии к северу от Ве- роны глубина карстовой шахты достигает 637 м. Крупнейшие кар- o' эвые бездны обнаружены спелеологами на Западном Кавказе в районе Нового Афона и Гагр (гора Арабика). Переход в стадию зрелости равнинного голого карста выражает- ся в расширении воронок, соединении их одна с другой, превраще- и колодцев в воронкообразные впадины. В результате слияния чиютт^)ТСЯ шиР°^ие понижения причудливых очертаний, поду- ет посто5тЗВаНИе У6ала (слепые долины). Днище увала еще не име- °бразовани^Г° ВОДОТОКа’ но скопление terra rossa способствует иигазованию временных выми водами. Наиболее Лья —- ( - С крутыми водоемов, питаемых дождевыми и снего обшипнкто ЧНЫМИ Ф°РМаМи зрелого карста считаются -Т склона ВЫТЯНУТЬ1е на МНОГО КИЛОМетрОВ ПОНИЖАЙ постоянные БолотовИ И ПлоскиМи днищами. Нередко они ЛйАЯТ\ В классический ИЛИ Цепочки °зер, питаемых грунтовым11 карстовых областях широкие днищв. Дами. В
^0_Карстовые процессы и формь, рельефа Г? ~ —-------------------------- устланные плодородной terra rossa, служат сельскохозяйственных угодий. Тами РазмеЩения Образование польев имеет несколько объне ях они являются результатом естественной *®Нии-В одних случа- процесса, достигшего уровня карстовой денуляЛЮции карстового мирование польев связано с расположением тр^ * ДРУГИХ " Ф«Р- например Попово поле в Словении. Иногда пол ЯИЧеских линий, те провала кровли подземной реки. При этом °бразуются На мес- гося свода остаются в виде естественных мост °СТаТКИ обРУШивще- описаны полья в Грузии, которые возникли Т°В’ Н’ А’ ГвозДеПким и выноса продуктов размыва нерастворима ** Ре3ультате Размыва внутри известняков. Форма и размеры таких по залегающих ности и размещения нерастворимых порол спр 3аВИсят от м°щ- Эволюция форм равнинного карста b^L раствоРимЬ1х.' ет свои особенности. Они выражаются Ля peiiHbl* широтах име- цессов благодаря слою рыхлых покровныТаЛИ₽°ВаННОСТИ Про‘ высокому уровню грунтовых вод. Характо™ Р°Д И постоянно блюдцеобразные западины, на дне которых Широкие пологие или образуется низинное болото* нередко п скапливается вода карстовые воронки и даже провалы типа колодцеТ Дно ГЛуб°Кие лается продуктами выветривания, и формируются о, ВЫСТИ’ иии которых заметную роль играют воды подземХ к^тоХ массива. Во влажном жарком тропическом климате, например во Вьетна- ме, развитие карста отличается специфическими чертами. В моло- дой стадии характерно преобладание положительных форм релье- фа в виде конусов, башен, которые высоко подняты над базисом эрозии, так называемой базальной поверхностью. Такая особен- ность связана с влиянием климатических условий; на карстовом массиве образуются широкие плоские понижения, среди которых как останцы прежней поверхности возвышаются поднятия в виде башен, куполов, иногда причудливых очертаний. Зрелость тропи- ческого карста выражается в расширении выровненных поверх- ностей и сокращении площади положительных форм. На основе морфологических различий И. С. Щукин выделяет куполовидный, башенный, конический и котловинный тропичес- кий карст. Куполовидный карст — наиболее молодая стадия процесса, ког Да куполообразные возвышенности высотой более 100 м разделя Ются Узкими сухими ущельями — «карстовыми переулками** связанными с расположением тектонических трещин»
IS^-' „язвит на периферии кУполообразн „,,/й i“>Pcrn Р стадию. Для него типичны и30ЛИГ1и К». Ваше»*”_ бояее зрелУ» , " столбы) с относительной ₽аК^дна от ДРУГОЙ rossa способствует застаивани10 И ₽аЗВИТИе ВДеТ СЧеТ ‘X дан^ГХи^^отличается тем, что возвышенности а денудационная равнина занимает ноепроотра№™°- еских областях (Ямайка) в условиях сИль. в некоторых тр известняков и низкого положения у₽ов ной трещиноват0з ется котловинный карст. В целом тр0Пи. грунтовых ВОД рг нна высокая интенсивность процессов, ческому карсту развитие растительной массы, разлоЖе. чемуспосоост У источником добавочного поступления в воду “Тислоты и увеличения растворимости карстующихся пород. УГТаким Образом, карстовый процесс носит характер денудации. Fro развитие - это превращение густо и глубоко расчлененной поверхности в выровненную, осложненную денудационными остан- цами. Так выглядят в стадии дряхлости пологоволнистые кар- стовые поля, в равнинном карсте выполаживание связано со слия- нием долин, образованием широких плоских польев, разделенных пологими гребнями. Стадия старого карста отличается также раз- витием поверхностной гидрографической сети. Процесс образования карстовой выровненной поверхности осо- бенно показателен в тропических широтах. Быстрое сокращение башенных и конических возвышенностей приводит к их полному нивелированию. Процесс продвигается от края карстового массива к центру, и сформированная ровная поверхность, которая называ- ется окраинной равниной карста, по своему генезису является пе- диментом карстового происхождения. Новый цикл развития кар’ стового процесса омоложение — наступает при условии, если Уша поднимается, а базис денудации (эрозии) понижается. 9-2. Гидрография карстовых областей стоянных рек и ^ДИИ Для Голого карста характерно отсутствие по гидрографическа^ сет ° П° Ме₽е его Развития (старения) возник
ВЫДеляется несколько ТИПОВ рек: О временные водотоки, существующие только в пепч™ я сНеготаяния. Их глубина не превышает зону аэрации 2) крупные реки, берущие начало вне карстовой области и ч₽ постигающие зоны постоянного полного насыщения. По этой пЛ, пине при прохождении через карстовый массив их водность заметно сокраЩается- Долины таких рек каньонообразны, крутые склоны лишены растительности, в русле отмечаются округлые расширения типа карстовых воронок; 3) ТИП постоянно текущих рек, глубокие каньонообразные доли- ны которых врезаны до уровня грунтовых вод. Такие реки часто начинаются в пещерах и гротах мощными карстовыми источника- ми, которые носят название мешкообразных. Устья карстовых рек очень часто не открываются в море или озеро, а заканчиваются тупиком в виде высокой стены в подошве уступа. Такие долины называются слепыми; 4) наибольшее своеобразие свойственно рекам, протека тощим по- переменно под землей по системе подземных галерей и по поверхнос- ти. Участки подземных рек отмечены на Кавказе (реки Тквибули, Шаора, Чешура), на западном склоне Южного Урала, в Крыму. Карстовые речные долины отличаются невыработанным про- дольным и поперечным профилем, неоднократным сочетанием плоских и глубоко врезанных участков, поверхностных и подзем- ных русел. Все это стимулирует развитие эрозионной деятельности до уровня карстовой денудации. В литературе есть несколько описаний подземных рек. Напри- мер, установлено, что воды верхнего Дуная исчезают в понорах и проходят под землей 12,5 км. Река Пиука начинается к северо- востоку от Триеста, у г. Постойна (Словения), она уходит в пеще- ру и появляется под названием Уница через 9 км. Проходя по дни- щу Планинского полья, она исчезает с поверхности и через 12 км подземного течения возникает в виде р. Любляницы. В подземном русле река образует водопады, меандры, озера и даже имеет под- земный приток. Озера карстовых областей делятся на временные, дно которых пс достигает уровня грунтовых вод, и постоянные, с преобладани- ем подземного питания. Котловины в плане обычно округлые, склоны крутые, а глубины значительные, особенно если озеро раз вещается в провальной котловине. Для карстовых озер характерно значительное и быстрое колебание уровня. В Словении, например,
J. 154^^ которые существуют только в до>к большие озера- наполнен водой. В сухой сезон^4 когда ело11 аэр по дау некоторых проХодят в ^полНоетьЮВХьнЫе ДО₽ОГИ- П₽И настУ°лении д0)Кд>ч камнем »вТОМ" оЯ ,'РОвеиь вновь разлившегося озера. Ч» дороги ух<»ят карстовые озера питаются грунтовыми Вод ^Постоянные ка₽стеют повь1Шенное количество и разнос^ », этому они обычно в горном карсте. Примером МтоКеГс^Ч состав солеи, оеоз. Провал на склоне горы МащуКв™«Ч небольшое, НО ГУ яркого зелено-голубого цвета, 1ЙВ?» Г-ПмиХбньши свойствами. Глубина карстового оз. Год^ “б сейне Р Балкарский Черек на Кавказе достигает 258 м в бассейне р Карстовое происхождение имеет, ВИДи.™ ПЛХ™Ина Западном Кавказе, известное как центр рекреации ' Взакоытом карсте также широко распространены озера в кар стовых воронках и блюдцеобразных (карстово-суффозионвщ) западинах. Об их происхождении и внешнем облике свидетель- ствуют названия: Провальное, Бездонное, Морское Око и т. 5 По сравнению с окружающими поверхностными водами, карсто- вые озера более минерализованы, что свидетельствует о значитель- ном грунтовом питании. На границе Белорусского и Украинского Полесий расположена группа озер карстового происхождении Наиболее значительное из них оз. Свитязское (Украина) имеет площадь более 50 км2 при максимальной глубине около 50 м. Та- ким же примером может служить оз. Морское Око в России, ми- нерализация воды в котором превышает 350 %о. Характерны карстовые озера для Мещерской низины, равнин верхней Волги, Камы и т. д. Особенности гидрографической сети карстовых областей затруД’ няют создание гидротехнических сооружений. Известны случаи. гда чашу водохранилища невозможно было наполнять из-за по совпрм°Г° просачивания В0ДЫ сквозь трещины в известняках. Лояй шихся В0дОхРанилиЩ в районах распространения карст?10 воды. Важт/Д Д° заполнения Цементируют во избежание убыл» источники Ю ЧаСТЬ ГИдР°гРаФической сети составляют карстовЫ Ки зоны аэрапигГ р)СТа особенно характерны временные исТ°ча Чески полного ВТ°РУЮ гРУПпу составляют источники пери<’' только В периоды ^ЫЩ’ения- Они, как и первые, функционир. падения осадков и высокого положения1 n j i
155 fib1’ ,-^M^fegroBbie. jx вол в карстовом массиве н ~~—— называемые в Германии ПОд^°₽ь>е Источ дани- действуют под сиЛЬНЬ1м °Ряь'ии, а Во ”ки Данной груп. вверх- Они возникают в том сЛуЧае ₽° Татичвским₽ЯЯции эставед- ла, но которому вода течет сверху ’ ®™и в РУсле нод3"°Р°М <=нИзу тее подпором для нее в период м» ® ,“3’ Им<*тся Cv~ НО1’° кана- вЫше подпора подземный к сТе^*0™ нритокТ®’ ЗДу>Ка- „злишек воды поднимается по ней вк 5ИНЯеТс« с поверхвВОД- Если который существует до очереДНОгоВВеРх « изЛив аРХрНо^ьк>. то риодическим, иногда очень сильн J ПеРиода (ри“ о°яник°м, источники. Если пещера или поп °'ГНося'гся тяс , °'2)' к По- верхностью Коленообразным Пуст°та соедин СИфонные нии ее водой, стекающей по Мно °“ (сиФ°ном) °!Ц®яеТс« е по- колена сифона, возникает источник” Пп™^ канал и источник в Рис. 9.2. Типы карстовых источников (по И. Щукину), а — подпорный; б — сифонный; в субмаринны
Раздел 3. Экзогенно 156__---- составляют постоянно действующие ист0Чр ТреТЬК> ГРУППУ го насыщения. Они называЮтсн «Ч, связанные с зоно названию источника ВокЛК)3 *4 сними ИЛИ вокл Сорг). НИИ, Лающе,'° . ИСТОЧНИКИ обычно выходят на поверХНо Исполински сива (п. Биюк-Карасу в Крыму), в № окраине в. Под землей такие источники про^ .»»• »— °^“в клюзы С мощным вертикальным движением воды под напором Они имеют вид озеровидных воронкообразных впадин, в которь„ X как бы кипит, поэтому они получили название КлЮЧеВщ горшков (нем. quelltoople). Во многих странах их называют «окна- ми», «глазами». К типичным ключевым горшкам относится оз. Го- лубое (Церих-Кель) вблизи г. Нальчика. Наиболее известный ключевой горшок в Швабской горе (Герма- ния) — озеро площадью 2000 м2, глубиной 12 м, с расходом вещ около 7 тыс. л в секунду. Доказано, что этот источник представ?,1- ет собой начало верхнего Дуная после поглощения его покорами у г. Иммендингена. Особое своеобразие приобретают карстовые источники, выходя- щие ниже уровня моря — субмаринные. После сильных дождей их расход настолько увеличивается, что они опресняют прибрежную морскую воду и вызывают ее замутнение. Много таких субмарин наДалматинском побережье, у берегов полуострова Истрия. Оня являются устьями подводных пещер или каналов, вода которь.? движется под большим гидростатическим давлением. Источники такого типа — свидетели опускания суши. В некоторых окарстованных приморских районах наблюдают^ так называемые морские мельницы. Вблизи берега образуется в< доворот («пучина»), где морская вода засасывается через понор momv ^ИТ На п°беРежье в виде солоноватого источника. По-видь в виде сГГ РеКа’ Имеющая очень крутое падение, выходя трещин. В обпИННОГ° источника’ засасывает воздух из соседи • ется морская азовавшееся Разреженное пространство устрю’-1 Яником. В и:а2?НИМаЯСЬ ввеР* , выходит солоноватыми поглощаемой таки^ГТ** М°₽е На острове Кеффалини коЛИ^Д 150 тыс. м3. Таког ° ^азом из м°ря воды составляет еа.ел- режья полуострова Ис ТИПа * Чертов Колодец» у восточН’1'
. Последние 9.3. Карстовые пещеры Карстовые пещеры — наиболее слож карстового рельефа. Представляют собойТ * ИНтеРесная *оп вяутри карстового массива, имею °и ЗНаЧ1»елЬньге по* РМа и обладающие характерными микроклим “ЛИ Неск°лько выу ческими чертами. ГеоМОрфОЛОГИче “^ическими и гидролоТ” и других карстовых форм, связаны со сип к еННОСТИ пещер ° я соединений образовывать с насыщающ^ Н°СТЬЮ «ирбонавдых корастворимые бикарбонаты Са(НСОр“ мД^лекислотой лег отличаются способностью легко терять vrJMg(HC0^- Последние поступает в воздух, и тогда избыток карбонаТ^ Га3’ К0™Рь.й твора в виде натечных образований - ,.' Натов выпадает из рас- ХУ), сталагмитов (растут снизу) и их сочетаний^ (растут С“Р- форме и окраске натечные новообразован^ РазвообРазные по щере свои колорит и неповторимость Вм₽Х ПрИдают ка«Дой по- казателем определенного процесса карсТонП« °™ Служат п°- бы завершающей стадии его развития н ° аккуыуляции, как богаты в верхних сухих этажах пешеп И 16 Ф°рмы °с°бенно этажи, служат основным местом прадвлР„"®НИе’ более “°лодые роявления разрушительной де- ятельности подземных рек и интенсивного растворения карстую- щихся пород. Примером старой пещеры, густо заполненной натеч- ными образованиями, может служить одна из наиболее известных пещер Словении — Постойна Яма (Адельсбергский грот), которая представляет собой подземную долину р. Пиуки. Это система соединенных бесчисленными галереями огромных залов, запол- ненных разноцветными, причудливыми ^^ХТХдал'ХТс- тами. Общая протяженность пещеры около 20 Недалеко р положена еще одна крупная пещера коцьян выоажен- отличается слабым развитием натечных форм, но РГповостью ной разрушительной деятельностью подземной рек пос. подземного ландшафта. Неподвижный влажный возд кальци- тоянно низкая температура способствуют кристаллиз таких та, гипса, соединений серы, железа и других в™^Х<ка- условиях возникают редкие новообразования пещерах — менные цветы», пещерный «жемчуг», а в ледя крупные кристаллы льда или их скопления. MnepaTypbi в кото- По климату пещеры делятся на проходные, те хоЛОДНЬ1е пеще- Рых различны зимой и летом, холодные и теплые пОдземной по- ры имеют один выход, расположенный выше чаСТь пещеры, л°сти. Зимний плотный воздух занимает ниж
Раздел 3. Экзогенный ,Я „₽пзание воды и держится весь год. В теплых ' вызывает замерзав ее (ЮНОВ1|ОИ полости, ПоЭТо^ выходное отверсти ° вь1Тесняет из нее холодный зимний НИЙ теплый возду вляет большой интерес для арХеед ИЗУЧТнихТсто обнаруживаются остатки стоянок человек^ ТаК века На стенах нередко сохраняются рисунки - Изо6 “еН , мямонта шерстистого носорога и других животных. ПеЧе. ^заселены своеобразными животными и низшими растени поиспос^ившимися к жизни в полной темноте. Наиболее изве^ полностью лишенный пигмента представитель земноводных, плотей а также колонии летучих мышеи, для которых пещеры служат местом дневного отдыха. Самая крупная в мире многоярус- ная пещера - Мамонтова, расположена в штате Кентукки в США. Ее общая протяженность более 200 км. В Западной Европе кроме Словении пещеры имеются в Болгарии (Магура, Снежана), Чехии (Мацоха), Венгрии (Барадла). Известны пещеры известняковых Альп (Гутенберга, Туманная), Пиренеев. Наиболее крупная ледя- ная пещера — Кунгурская — находится на берегу р. Сылвы (Запад- ное Предуралье). На базе ее работает стационар Уральского фили- ала АН России. Многочисленны пещеры меньших размеров (Дивья нар. Колве, Игнатьевская нар. Сим, Капованареке Белой). В По- волжье известностью пользуется Барнуковская пещера. Крупные пещеры открыты на Кавказе и в Крыму. В известняковом Кавказе известны пещеры Снежная, Воронцовская, Псекупская, Афонская, Сатаплийская. Наиболее крупные пещеры горного Крыма — Вин- башхоба (тысячеголовая), Суук-хоба, Туакская, Большой Бузлук. Пещеры есть и в юго-восточной Туркмении (Карлюкская), восточ ной Фергане (Чиль-Усту некая), Казахстане (Карасайская), на Алтае (Таллинская), в Сибири (Балаганская, Худугунекая). в с ( ( 1 http://www.twirpx.com/user/4801363/
_ Глава 10 ЛЕДНИКОВЫЙ МОРФОГЕНЕЗ 10.1. Условия образования и питания ледников Деятельность современных и древних ледников относится к числу важных экзогенных факторов, преобразующих лик Земли. Площадь современного оледенения составляет немногим более 16 млн км2 (И % площади суши), но в начале антропогена ледники занимали около 45 млн км2. Основная часть современных ледников (13,8 млн км2) принадлежит Антарктическому материку. Гренландский лед- никовый покров достигает 1,7 млн км2. На долю островов Арктики и Антарктики, а также горных ледников приходится 0,5 млн км2. На суше ледники образуются при определенном сочетании низ- кой среднегодовой температуры и большого количества снежных осадков, т. е. в горах (горное оледенение) и арктическом климате (материковое, или покровное, оледенение). Границу ледникового покрова, где приход снега равен его расходу в результате таяния и испарения, принято называть снеговой границей (или линией). Она оконтуривает определенную площадь, которая образует пре- рывистую ледяную оболочку, или хионосферу (от греч. chion — снег Hsphaire — шар). Положение и высота снеговой линии зависят от климата, а также от особенностей рельефа: крутизны и формы склонов, литологии пород. На западных склонах Кавказа, напри- мер, ее высота около 2,5 тыс. м, а на восточных — на 1000 м выше. Низкое (около 2 тыс. м) положение снеговой линии в Альпах объ- ясняется расположением такой горной системы на пути влажных западных ветров. Наиболее высоко (около 5 тыс. м) снеговая линия находится в экваториальной и тропической Африке, а в Антаркти- де опускается ниже уровня моря (рис. 10.1). Обычно формирование ледника происходит выше снеговой ли- нии, в зоне питания твердыми атмосферными осадками. Под Действием летнего нагревания свежевыпавший снег постепенно ДеФормируется за счет оплавления и сублимации (возгонки). В ре 3Ультате образуется фирн — непрозрачный плотный лед. Даль ®еиШее длительное преобразование превращает фирн в прозри bin глетчерный лед* объем которого примерно в 10 р °о-ьеМа снега.
Рис. 10.1. Высота снеговой границы на разных широтах (по В. М. Котля»ову|. а — вдоль Южноамериканских Анд и Североамериканских Кордильер б — вдоль 90-110° восточной долготы, 1 — рельеф земной поверхности 2 — области современного оледенения; 3 — снеговая линия По условиям баланса питания в леднике выделяют область акку муляции снежных осадков, расположенную выше снеговой линии. и область абляции, где таяние и испарение преобладают над аккуму- ляцией. Чаще всего такая область лежит ниже снеговой границы. Ледники обладают свойством пласт и чност и, с которой связав* их способность течь, т. е. перемещаться сверху вниз. Движение крупных материковых ледников обу словлено пластическим pacfl канием их от центра к окраинам под влиянием разницы мощное а следовательно, и давления от центра к периферии. Причине! движения горных ледников в большей степени служитсила гр * еитТ' ЛЮб0М случае ск°Р°сть движения очень невелика и Лаи™11"00™ питания ледника и крутизны склонов- ния глыбТ ЛЬДа 0Суц^ествляется путем вязкоп ластиче кого вамиисколамиСК°ЛЬТеНИЯ П° Л0Жу и внУтРилеДниковимИ Щий (РелакеациоНОНыйа)адтерЬНЫХ ЛвДВИК°В ПУЯ
вязкопластическое течение имеет послойно-дифференц „зрение, где отдельные слои в толще льда перемещав с раз скоростью, не оказывая механического воздействия на корен- Я"е породы- В условиях блоковых движений происходит чешчй- "0-Иадвиговое выпахивание коренного ложа с образованием ^яииодислокации, отторженцев, складок надвигов с изменением гТРуктурЫ подстилающих пород. На фронтальных участках рель- ефообразование определяется скоростью лопастного движения льда, связанного с изменением физического состояния. 3 основном рельеф преобразуется ледниковыми и водно-леднико- вьнми процессами в результате экзарации, транспортирующей дея- тельности и аккумуляции ледников. Большое влияние на формиро- вание рельефа оказывают талые ледниковые воды. С деятельностью ледников связаны изостатические колебания земной поверхности, гидрологические изменения рек, озер и океанических акваторий. Выделяют два основных типа ледниковых систем: ледниковые покровы и горные ледники. Ледниковые покровы распространя- ются сплошным плащом и слабо воздействуют на поверхность под- стилающих пород. Морфология горных ледников определяется ограниченным пространством окружающих скалистых гребней. 10.2. Покровные ледники Представляют собой единую сложную динамическую систему с морфологическими типами ледников, не зависящих от рельефа зем- ной поверхности. Выделяют ледниковые щиты, купола, выводные, шельфовые и ледники горно-покровного типа. Движение льда в покровных ледниках определяется дифферен- цированным термодинамическим растеканием слабоподвижных ледяных полей от центра к периферии (рис. 10.2). Профиль ложа имеет вогнутую форму, нередко лежащую ниже Уровня моря, обусловлен прогибанием земной поверхности в ре- зультате гляциоизостазии. Современные гляциологические исследования внутриконтинен- тальных районов Антарктиды указывают на ряд специфических особенностей ледниковой термодинамики. Многие малоподвиж Нь1е Участки подледникового рельефа оказываются приморожен ными к Коренному ложу, и движение льда происходит по внутрен ИМ Межпластовым плоскостям. И. А. Зотиковым было установлено, т° при критической толщине льда (3 км) с большим внутриледш вь1м давлением температура льда повышает точку плавления на
162______—— 2-3°. При этом создаются условия для образования товых горизонтов толщиной 3—5 мм, по которым м^^^езь ледниковые массы. Полученные результаты были °Г^Т радиолокационными наблюдениями и бурением П°ДтВеР^1Г" станции Восток впервые было открыто подледники ЛЬДа> В дью 10 000 км2 с глубиной до 500 м. Данное откр^03^0^4’ ло доказательством большой роли термодинами^!^ п°слу^' в движении покровных ледников. Стало очевидны^** Пр0Ие ванне рельефа под многокилометровой толщей По™’ ЧТ°^°РМи ков во многом определяется талыми ледш1ковыМи7'°В’'','> Лед^' ются озера, дренажные системы и каналы стока (п °Дами- обРа, с 1РИс. 10.3) аз^‘ Рис. 10.2. Схема динамики ледникового щита (по Е. В. Шанцеру): Af — область питания ледника; АЬ — область абляции ледника; Ех — зона экзарации; Ак — зона ледниковой аккумуляции; Но — максимальная мощность льда, при которой возможно подледное накопление основной морены; 1 — приход снежных осадков; 2 — поверхностное стаивание; 3 — движение льда a Рис' 10.3. Гипсометрия п нахТп^0 В’ Котлякову)Н /Т?1 И ложа (б) Антарктического ледников^0 ЯТСЯ вь,ше уровня мопа-, Раионы- в которых коренные породы Я’ ИЗОЛинии высот проведены через 500 М
163 п ледниковыйморфоганез rr ^веденные И. А. Зотиковым расчеты для Антарктиды ®у10т таяние ЛЬДа на К0рен“ом ложе величинами S 3-10™ теР ' а на участках окраинных областей - до 100 см в го ’ п ° ™ 6 и£|е величины характеризуют деятельность талых ледаиковых <как ведущий процесс рельефообразования подледниковой по- 8 Д нести В период развития покровного оледенения веПоД мощным ледяным покровом находятся грандиозные горные „пебты, равнины и глубокие впадины, находящиеся ниже уровня Гигантская меридиональная ложбина Антарктиды удаляет- ся вглубь континента на 4 тыс. км. Среди площадей антарктичес- кого ледяного покрова нередко встречаются «оазисы» —выступы коренных пород (нунатаки) протяженностью до 300-600 км с мно- гочисленными озерными котловинами. Морфологическое Строе- ве и рельеф таких участков определяется морозным выветрива- нием. Большую часть центральных областей покровного оледенения со- ставляют ледниковые щиты с плоско-выпуклыми формами и ледя- ными куполами с общей полого-выпуклой морфологией, площадь которых исчисляется тысячами квадратных километров (рис. 10.4). Рис. 10.4. Разрез через ледниковый покров Антарктиды (по В. М. Котлякову) В пределах центральной Антарктиды поверхности ледниковых куполов постепенно переходят в ледниковые щиты, перекрываю- щие подледниковый рельеф целиком, и только на некоторых участ- ках выступы скал подчеркивают их границу. Ледниковые потоки, берущие начало со щитов, образуют движение льда выводных дед- ков со скоростью 0,3—1,5 км в год, формируя троговые ледяные Долины протяженностью более 100 км к краям ледниковых покро- в°в. Они заканчиваются торошением льда и отколом айсбергов или впадают на поверхность шельфовых ледников (рис. 10.5). роди Покровых ледников шельфовые ледники имеют широкое нспространение в Антарктиде. Они занимают более половины всей HbI ее береговой линии — более 1,5 млн км2 площади контине
---—_______________________ та По своему положению делятся на внутренни_7^^в кпупный из внутренних — ледник Росса — 550 тью ледник Щеклтона (420 тыс. км ) — выступает в мои шельфовые ледники лежат в пределах Материно» - в« 2Оо Ч. шая их площадь находится на плаву, другая °и 0^ejl"X касается морского дна. Только при таком условии твование данного типа покровных ледников. °ЗМо>Кцо Шельфовые ледники непосредственно связань ' ледниками, их питание определяется ледово-те 1 ° По1<Ров мом, атмосферными осадками и выводными ледн МИЧесКиМ п вого льда. Поверхность ледников относительн ИКйМи Weo осложненная ледяными куполами высотой до 500Р°ВВая’ «ест изменяется от десятков до шестисот метров С М’ в границах береговых барьеров достигает 1 бОО-Тооо^/®^^^ Од» о Д I f J 30 60 1201 150 4 p"c. 10 ъ П '~леДоразде^ос6орнь,- - линиидви*е1 ISO ,e бассейны L - ^ения7оп?КТИде (no в- м- Котлякову)' ВЫв°дные прп Ика’ $ — шельфовые ледник с леДники
Горные ледники. Ледники в п ДЛИНОЙ при небольшой ПЛОЩад^^ отличают „„„оминающую реку с притока^ОКи ,3«ачИтельи^ большие размеры, горные лелиг^ НесМоТря °б₽азУк>т СИе? И геоморфологию горных систем ат №Я прилегающих Раввин, ЯВЛЯясь На гИДРоЛо^ ВЛИя««е На рек. Преобразующая деят ^очНИКоР ^«Кие Усл"Э значительна, что сочетание тип? ГОР«ЫХ ле„„ адия MHornv называть альпийским рельефомг так* ЛеДНИк°вых фТ НасТоль*о особенно четко. Р м- так как в А л Форм прИНято Ледник в горах похож вд °Но вь1раясеНо НН° текущую реку ,, У' Вэтом внеш- нем сходстве имеются и весьма существенна реке, ледник движется по долине, которая „ различия- Подобно нем. trog - корыто). Как и река лелшХ " называется трогом (от токи. Деятельность ледника выражается в ?™™ает б°ковые при- (выпахивание, экзарация) и аккумулировав °C™ разРУшать кают специфические ледниковые формы рель’^ХлоТ31"’ КАРЛИНГИ Рис. 10.6. Экзарационный рельеф горных ледников (по Г. И. Рычагову) а суЩестБенны*. скорость Отличия горных ледников от рек веСЬ_ ькИХ десятков метров движения ледников может достигать не увеЛичения скорости в год, но обычно не превышает 0,5м. с л образуется ледопад. Целостность ледниковой массы нарушав цеНТре, боковые час Как и у реки, наибольшая скорость ледн Вследствие таких ти его в результате трения движутся мед
" ппом теле ледника возникают продоль „язличий В тверЛ°“их скоростях работа ледника зави _ т1*ч НЫ При очень н^оль тность льда по сравнению с водой НОМ ОТ его “Прямолинейность его движения и отсутствие^ вает большую прям * устьевои части долина обычно и меанДР» кр п5ладанию абляции. 1(। благодаря преоМ д развитием и формой заметно отл Троговая доли тока_ впоперечном профиле троговая отяолиньхре® дно и крутые склоны; в отличие от« ли,,, имеет плоское ‘ русло, а ледник заполняет его л„ , ? Не^Хю различные точки зрения на происхождение Ле ковыхдолин. некоторые авторы считают их самостоятельными^ Никовыми образованиями, созданными выпахивающей деятель^. №Ю ледника. Однако более вероятно, что троги формируй месте доледниковых речных долин, которые в горах обладали вевь1. паботанным V-образным профилем. В результате оледенения такие долины заполнялисьледниками. Последующее преобразованиереЧ. ных долин в троговые было связано со способностью ледника выпа- хивать и раздвигать склоны углублений, которые он заполнял. По вопросу происхождения плеч трога также существуют разно- гласил. Согласно одной точке зрения, это остатки склонов речных долин, предшествующих оледенению. Другие авторы полагают, что плечи трога сохраняются как остатки более древних ледниковых долин. Наконец, существует мнение, что плечи трога являются ре- зультатом интенсивных нивальных процессов на контакте льда и верхней части склонов долины. Для продольного профиля трога типичны неровность очертаний, сочетание глубоких впадин и крутых поднятий — ригелей, характе- ризующих своеобразие выработанного профиля ледниковых долин. В начальном этапе формирования трога мощность льда (а следова- тельно, наиболее интенсивная экзарация) наблюдается в понижени- ях, повышенные же части ложа имеют небольшую мощность ледни- ковой массы, на них выпахивающая способность выражается слаоее процессе движения через ригель в теле ледника образуются попе цияВЫе ^Рощины, которые служат местом скопления рыхлого мате ледникпп геЛИ’ сложенные выступами твердых пород, подвергаются впаянньт\°И ШлиФ°вке и штриховке. Последняя связана с действие, ный пполппЛеДНИК каменных обломков. Таким образом, выра°°\ 4 ЧеРедованирЬНЫ л пр0^иль ледниковой долины представляет сс ником ригелей ( ^КИХ ВЬ1паханных впадин и отполированных •
Рис. 10.7. Характер строения горного ледника и ледниковой долины в области питания и таяния, а также за пределами ледниковой зоны в продольном разрезе (а) и в плане (б) (по И. С Щукину): 1 — коренные породы ложа ледника; 2 — морена; 3 — современные (х) и древние (у) флювиогляциальные отложения; 4 — поверхность ледника, покрытая трещинами; 5 — потоки талых ледниковых вод; 6 — приледниковые озера; 7 — нижний край ледникового языка, погребенный под мореной; 8 — направление движения льда; /, II, III — конечные морены различных стадий отступания ледника; Б — боковые морены; Л — ледопады; К — краевая трещина; Ф — фирновый бассейн, СГ — снеговая граница w пплнятия снеговой линии типич- В условиях теплого климата / появлением в них мо- ные черты трога быстро нарушают я вш < яркие черты невыра- лодых речных долин. Последние npnoopt i а * понижениях трога ботанности продольного профиля, tpt иМИ поднятиями, образуются озера, разделенные крутыми кс оцессе выработки Позже озера соединяются протоками, затем гщенЫ.Вописан- профиля равновесия речной долины озс ра оу Д ^д^няется струн- ном случае поперечный профиль речной доли ь а. тУрной террасой — остатком днища леднико скаЗЬ1Вается также Своеобразие экзарационной деятельност! впадения не- ® образовании висячих троговых долин на тно, вИсячее устье “"»ьтих ледников в более крупные. Как и
™жит показателем невыработаннос ' речНь.х долин слУ ых же долин данное явление 0Л>Ч Профиля. массе льда меньшии ледник не как П₽И Сложения главного ледника; при их сЛИЯй биться до п0®° условия ДЛЯ ледопадов и схода сНе ”В°Чь ютблагоприя подобном месте замещается JXjt< Г’ХХХ-"”'"”””™ "Т,™”™*”»" ««“““* »«“Р««и ' пованные ледником выступы коренных пород, скалы, Ва части горных склонов. Шлифуя их поверхность, ледник Про^' способность наползать на препятствия. В результате возник’’ пуклые формы поверхности с асимметричными склонами к<2 ных пород: одиночные - бараньи лбы, их скопления - Ку* скалы. Проксимальный (обращенный к леднику) склон барацЬИ). лбов пологий, отшлифованный, покрыт ледниковой штриховкой противоположный склон (дистальный) более крутой и слабо обрабо- тан ледником. Характерный комплекс форм рельефа, связанный с проявлени- ем экзарации, формируется выше снеговой линии, в зоне леднико- вого питания. К ним, в первую очередь, относятся цирки и кары различающиеся главным образом размерами. Те и другие пред- ставляют собой углубления в склонах гор в форме амфитеатра или кресла с крутыми боковыми и задними стенками, открытыми вниз по склону. Днище цирков и каров плоское или слегка вогну- тое и занято глетчерным льдом. Это область питания ледника, ко- торый, заполнив днище цирка, выходит (вытекает) за его пределы ниже снеговой линии. У выхода из днища цирка обычно распола- гается выступ или верхний ригель, при пересечении которого в теле ледника возникают поперечные трещины. Сочетание цирков и каров на соседних и противоположных скло нах гор создает резко расчлененный, разнообразный, величествен енрИ ВЫСОКОГ™ альпийский рельеф, при образовании которого теоняст аИЛИВаЛС51 В естеств*нных углублениях на склонах. Хар&к Ции и кип РМа амФитеатРа создавалась за счет ледниковой экзара но выносил^ Н Г° ыветРивания-Материал разрушения постен _ п°ниженияСЩЛеДНИК°ВЬ1М языком» образовывались чашеобра3 и °тшлИфовырИРКИ’ Кары)’ Дно которых постепенно углу л ВеРгались 6oKORJI°Cb* °дновРеменно разрушению и шлиф°вК е скл°ны и задние стенки. в ре: ров сбл стацио рриве< НИЯ Л« НОВЯТ' Л1ИНЬ1 ровер носке коро^ Ко ВИТИ горн экза НИИ. ЛИН1 Остг ся и тт УР° МИ ' отл ПИ! лен сое фи ка1 ДИ' пе ГО1 ча мс тр гл еь те н< 41 б<
---- — —__ 169 чгпьтате описанного процесса стенки nnmun В лпиясаются и становятся все тоньше. При условии°ЛОЖНЬ1Х Ка Р°в фонарного положения снеговой границы данный пХ™ сТЙ сети к образованию денудационной поверхности выо “Ледникового происхождения - эквипле^ ТСЯ округлыми, уплощенными, и лишь отдельные острые вер- сохраняются в виде останцов - карлингов. Однак₽0 ® Лрхности выравнивания могут сформироваться очень редко ““скольку положение снеговой линии меняется за относительно короткий срок. колебания снеговой линии контролируют расположение и раз- витие зоны альпийского рельефа. В эпоху последнего оледенения горные ледники спускались к подножиям гор и формы ледниковой экзарации соответствовали низкому расположению снеговой ли- нии. Послеледниковая эпоха характеризуется поднятием снеговой линии и соответствующим смещением живых цирков и каров. Оставленные ледником формы альпийского рельефа преобразуют- ся постледниковыми процессами. Таким образом, создается «лес- тница каров». В идеальном случае она состоит из нескольких уровней поднятия снеговой линии. Нижний уровень занят плоски- ми слившимися днищами древних каров, заполненных рыхлыми отложениями, скелетными почвами, на которых развиваются аль- пийские луга. Выше расположены более свежие формы, представ- ленные днищами каров, которые заполнены озерами. Нередко они соединены молодыми реками, которые в процессе выработки про- филя равновесия спускают озера. Верхняя, самая молодая ступень каровой лестницы, занята глетчерным и фирновым льдом и нахо- дится выше снеговой линии. Горные ледники производят большую аккумулятивную работу, перенося и откладывая моренный материал. Морена рыхлая горная порода, включающая различные по механическому составу частицы (от глинистых до валунов). Глинисто-песчаные фракции морены образуются в процессе абразивной экзарации вследствие трения льда и вмерзших в него обломков горных пород. Крупн глыбы являются результатом экзарации отщепления под действ ем горизонтального давления льда на выступы коренного В горных ледниках встречаются разные виды морен- н льда и коренного ложа формируется донная морена, ° СКлонам трога, где трение льда о горные породы о Или Цельно, накапливаются боковые морены, ыст оре. б0^вая морена притока служат материалом для средин* - -
Рис. 10.8. Типы морен горных ледников (по И. С. Щукину): д g (j_ледниковые языки; F — донная морена; L — боковая морена; М — срединная морена; N — нунатак При движении ледника в троговой долине все виды морен приоб- ретают вытянутое по направлению движения ледника распоют ние. Особый вид морен образуется поперек ледникового языка; ш вал, или конечная, морена фиксирует наиболее низкое положен нолйпятаь ЭТа11ЫеГ01Щ1Н11Я (°тстУпания)- Внешне она выглядит во: ледниковой повышением подковообразной формы. В нижней част; укрываться°иТ^1Ка ВС6 Виды М0Рен объединяются. Под ней могут Нельзя не сказатьТТ* С°Храняться глыбы мертвого льда, пости самого ледника ~°₽Мах Рельефа, образующихся на повер» ков метров) радия * НИМ Относятся глубокие (несколько деся? Результатом И Поперечнь1е трещины. Первые являют^ говой долине, попер0^^110110 ДВИЖения ледникового языка в ~РС ледника над ригеля^ тре1ЦинЬ1 образуются в итоге PacKGj Ются в наледниковнтр* летнее время многие трещины превр31 Деятельность внутпипоИ Внутриледниковые реки. Разъедаю^* в Материковых лелн ДНик°вых вод отмечается как в горячи л водниках. л
—— —-------------- ——--------------------------—ш ^ОД подледной реки У края ледникового язытг Пиленным таянием и образованием пустот Л С°Пров°жда- еТСЯПинающих карстовые. Это внешнее сходствоп Р°Т°В’ Пещер’ ^Счисленными сосульками разной формы, навиХ^^^51 МСа ЗИМОЙ ВХ°Д Б ПеЩвРУ Заполнен льдом, летом жеТ™ ' П°" т »ют талые воды, которые нередко задерживают™ моренной подпрудой. При подъеме воды в озеое п ствен' Прорыв пЛОТИНЫ И °3еР° осУшается- нередко образуя ееХыХ- Т°Поверхность ледника разнообразна микроформами, сформиро- вавшимися благодаря неравномерному таянию. Летом крупные обломки горной породы защищают под ними лед, а таяние интен- сивно проявляется вокруг .Постепенно возникает ледяной выступ, увенчанный глыбой горной породы — каменный стол. Мелкие об- ломки на поверхности ледника, наоборот, прогреваются быстрее чистого льда и опускаются на глубину нескольких сантиметров, образуя ледниковые соты и стаканы. Разнообразие в строение поверхности ледника вносят плоские углубления в виде лотков, вытянутых вдоль его длинной оси. Они образованы лавинами, которые при передвижении создают себе постоянные пути. Среди горных ледников наиболее распространен альпийский, или долинный, тип: Альпы, Гималаи, Кавказ, Тянь-Шань, Анды. Ледники такого типа имеют хорошо выраженную область питания в виде крупного цирка и область абляции — вытянутый язык, ко- торый занимает троговую долину. Длина языка и мощность льда зависят от питающего бассейна и климатических условий. Про- стые альпийские ледники представлены одним языком, сложные же имеют боковые притоки и называются древовидными. К данно- му типу принадлежит ледник Федченко, крупнейший на Памире (77 км), Зеравшанский (60 км), Иныльчек Северный в Тянь-Шане (38,2 км). В горах с небольшой площадью оледенения выделяют тип каро вЫх ледников, целиком лежащих выше снеговой линии в днищах каров. Переметные ледники отличаются тем, что языки, располо Генные на разных склонах, имеют единый питающий ассеи Туркестанский тип ледников характеризуется отсутствием п «иного фирнового бассейна, они питаются в основном сн ЛавИнами. *еКотоРЬ1е авторы выделяют тип промежуточных С вил0> НЬ1Ми и материковыми) ледников, занимающи

Геоморфологические J. 11 И формы рЕПЬЕфо . О6°Х““ плеистеценоеого оледеееиЁп 11.1. Условия формирования древнего ЛЕДНИКОВОГО И ВОДНО-ЛЕДНИКОВОГО рЕЛЬЕфа в геологической истории Земли крупные покровные лед ики образовывались неоднократно. Например, в пермо-карбоне оледе- нение охватывало значительную часть материка Гондваны. Сле- ды ледниковой деятельности в виде деформированной морены (тиллиты), отшлифованных ледником скал и бараньих лбов сохра- нились в Южной Африке и Австралии. Наиболее изучено антропогеновое (плейстоценовое) оледенение, посокльку мощные моренные и водно-ледниковые отложения, а также специфические формы рельефа покрывают значительную часть Европы, Азии, Северной Америки. Изменения природной среды, вызванные оледенениями, настолько велики, что ими зани- маются самостоятельные науки — четвертичная геология, геомор- фология и палеогеография плейстоцена. Необходимость изучать ледниковые отложения и формы рельефа, с ними связанные, вы- звана в первую очередь тем, что появление и жизнь древнего чело- века совпали с оледенениями. К тому же современный человек, занимаясь хозяйственной деятельностью, использует породы, со- зданные ледником. Почвообразующими породами на огромном пространстве материков служат отложения ледника и его талых вод. Кроме того, формирование климата, а вслед за ним природных зон также тесно связано с эпохами оледенений. Несмотря на то что созданные ледником отложения лежат на поверхности, изучены они далеко не достаточно. В отличие от оса Дочных пород морского происхождения ледниковые осадки, как правило, не содержат руководящих остатков фауны и флоры, о Репные отложения отличаются пестрым литологическим состав оторый меняется на небольшом протяжении. гии ,ЧИСлу основных методов, используемых в четвертично (геологии антропогена), относится литолого стра
' 1 1.1 на изучении соотношения моренных (- тлй Он построен (меЖЛедниковых) отложений п ВЫХ) И меЖ”0оР3ернь«иглИнаМИ’СаПРОПеЛ®И’ лес<^ми^Ч представлены озе₽о ванными даннои террИТории- Ч.];„, а так*е почвам отложении, принесенных леДНщ^: бяшыми межДУ1Х осадков спорово-пыльцевым (паЛИн„И"? чение ме«леда , карпологическим, оеТракодовыМи чеСКИЛ ’и, ‘ ческими методами позволяет определить of палеонтологи теплые межледниковые эпохи. х кий метод- так как формы рельефа на территории, испы оледенение, отличаются четкой закономерностью происхожу * и распространения. Существуют два основных взгляда на причину возникновение оледенений на Земле. Один из них рассматривает данное явление как результат тектонических (горообразование) этапов на план те. Наиболее значительный альпийский орогенез предшествов; плейстоценовому оледенению. Возникновение высочайших гор- ных систем вызвало коренные нарушения природной среды в це лом: сокращение океанов, увеличение высоты суши, изменен климата в сторону похолодания и иссушения, формирование н вой системы океанических течений и т. д. Согласно расчетнь данным для начала ледниковой эпохи достаточно понижения ере: негодовой температуры на севере Европы на 3-5 °C, что могло щ изойти в связи с указанными процессами. Вторая точка зрения объясняет причину образования матери вых ледников теллурическими причинами — периодическим умень- шением солнечной радиации. Установлены четыре эпохи оледенения, выделенные в Альп обня * енком и Е. Брюкнером. Аналоги горных ледниковых 0® назван^6™ На равнинах Европы и Северной Америки. Альпииск®® существшлеРеНеСеНЬ1 На равнины> но в разных регионах и страну денение — названия ледниковых эпох. Наиболее древнееоЛ М), затем рисски^6 ^gUn2 ~~ G> сменилось миндельским Соответствуют ~ R) и последним — вюрмским (wurw ск°й(БМ), минлр6 МежлеДНиковые эпохи названы гюнЦ-ми В Российской гцЬ РИССКОЙ (MR), рисс-вюрмской (RW)- тур Для ледниковых °ЛОГИческ°й и геоморфологической лн?6 ^ Миндельская) °Х ^ТВеРДились следующие названия- Ник°вых: лихвинек Р°ВСКаЯ’ московская, валдайская; ДлЯ ‘ ая’ ОДИнЧовская (рославльская), миМ-
’елЧ,”">- СЛе4нцв L Гре- >м- Изу. й°Лог^ РУгщми .. riooi хессы И формы рельефа ... 1?5 |лд5^-^"^ R аруСИ также существуют свои названия лед- В никовых эпох: наревское, березинское, дней- (>«5^х в “^Тпоозерское оледенения (рис. 11.1). ровско6’ со» ЯХ ха- Четвер, 5гИЧес- авШей вожал К Гор- : в це. но- сред- > про- Рис. / /. /. Схематическая карта границ четвертичных оледенений на территории Восточно-Европейской равнины (по И. С. Щукину): / — предполагаемая граница Березинского оледенения: 2 — граница Днепровского (максимального) оледенения; 3 — граница Сожского оледенения; 4 — предполагаемая граница Сожского оледенения; 5 — граница Пооаерского оледенения кие я W). уре .. т? «попе является днеп- Максимальным оледенением в проходила у се!еР*°Г°щХ ровское(рисское). Его южная гр< . 1НО-Подольскоив п> ножия Средне-Европейских и ^"днепра вплоть до 48^ нести, затем спускалась на K>t п° всКИй язык. °бог" 'гоДОливе северной широты, образуя дне р й днИкаспУс1<аЛ лодаиМ1** Среднерусскую возвышенность, кра •1Т' л до впадения р. Медведицы (3Ori
сявасеВеРХБерНой широты- Последующие>леД™КовЫ(ЛМ лу около 59 “ВДльнО меньшую площадь. Граница сожс "у' «анималязначител^ провОДИТСЯ от западной границы Ва- ковского) оледе j и далее на Ганцевичи, Солигорск, ВобрЛ'’"’ (Беловежская грОД^ * Москве, далее к Коломне, Владимиров Климовичи, Рос Северные Увалы и спускаясь по ср^ личу на ЬОЛ1 е, * сагу ТСЧНеяНХРеееКммодое поозерское (валдайское) оледенение расп Наиболее м д западе Европы по линии: Бе ' Вщлпава,Сде"одно - Вильнюс - Свирь - Лепель - щРюда вдоль восточной окраины Валдайской возвышенности ад северо-восток к устью Мезени. Территория Беларуси является одним из эталонов геологии и гео- морфологии антропогена, так как на ней хорошо экспонированы осадки и формы рельефа трех последних ледниковых эпох и пред- ставлен комплекс типичных гляциальных и водно гляциальных комплексов. Древние ледники покровного типа, подобно горным, при своем движении производили эрозию (экзарацию) и аккумуляцию. Большую роль в формировании рельефа северных равнин играли также ледниковые воды, которые распространялись далеко на юг за пределы ледникового покрова. Типы и формы ледникового ре- льефа располагаются согласно определенной закономерности, ко- торая при продвижении с севера на юг носит характер геоморфо- логической зональности. Северная зона накопления и формирования ледника отличает- ся преобладанием экзарации. Южнее находится обширная зона ледниковой аккумуляции, включающая территорию до южной границы максимального оледенения. Третья зона — зандровая — связана с деятельностью водно-ледниковых (флювиогляциаль- vTinrrrnOTOKOB* Последняя зона вне ледниковая — охватывает талых^вол^11,10131111’ Не затронУтые деятельностью ледника и его нения и их сохранность* РеЛЬефа на теРРитории древнего оледе- ную роль играет возраст °Т РЯДЙ п₽ичин’из К0Т°Рых„глаВ молодой эпохе оледенен™ йпр^наДлежность их к древней Восточно-Европейска * Наиболее типичной может слу> никовый комплекс rv ₽авнина» на которой сформировался кие зоны. ’ Ключающий названные геоморфолоП
____ 177 Гео,лор4^Дгичес^^”цессы и ФдР^Рельеф^воблат. --------------------------------------—-i—_ 11.2. Рельеф в ЗОНЕ педниковой экзарации ^ледниковой экзарации представлена крупным Скандинав Т »ли Балтийским, центром оледенения, который служил С«яа«ыо питания для всех материковых оледенений Европы Цен Меньших размеров размещались на Полярном Урале, островах Новая Земля, а в Азии на полуостровах Таймыр и Чукотка «™пным центром оледенения Северной Америки является Канад- W /грветэо-Американский). Скандинавская питающая область занимала примерно террито- ИЮ Балтийского щита, внутренние части Скандинавских гор, впа- ₽ Балтийского моря. Большая мощность (свыше 2 тыс. м) лед- ника, распространение твердых, но трещиноватых кристаллических пород способствовали разрушительной деятельности ледника. Она выражалась в выпахивании, механическом отрыве крупных глыб /оТТОрженцев), шлифовке и полировке поверхности кристалличес- ких пород. В результате выступы коренного ложа приобретали форму бараньих лбов и курчавых скал, а понижения переуглубля- лись, получая очертания трогов. Типичный пример — селъговые гряды — невысокие, отполированные повышения, вытянутые вдоль движения ледника. Они сложены однородными жильными квар- цитами и разделены выпаханными ледником понижениями, заня- тыми озерами, болотами, небольшими речками. В зоне центра оледенения связь с тектоническими структурами проявляется также в образовании озерных котловин и речных до- лин, совпадающих с линиями молодых разломов. Таковы много численные озера Финляндии, Карелии, Кольского полуострова, Швеции, Канады, вытянутые в направлении движения ледника в троговых долинах. (Нормировании специ- Ледниковая экзарация выразила ,ьЬОодовые берега, от- фических типов берегов. К ним относят зоны ледниковой ражающие в своем строении этапы разв^ собой узкие, глубо- экзарации. Типичные фьорды представ еСЯ в сушу под боль- кие, крутосклонные заливы, глубоко вДаю чно впадает река шим углом к берегу. В верхней части в фьор с признаками невыработанного профиля. лагались речные В доледниковое время на месте фь°рДоВ ичеСкого поднятия Долины, которые в условиях общего те1\ лиНы заполнялись имели форму каньонов. В эпоху оледенения Д^^^^ ледниковой ЧьДом и приобретали форму трогов. атиЧеское погруз® н”гРУзки Балтийский щит испытал изо
Ф- ' тяяНИЯ ледника троговые долины запо тВХ«ДяеТСЯ *° я моря, в условиях современного изостат^ Гранине фьорда 7Дрды теоретически должны быть го поДнятиЯ С1 сечные долины, однако для этого требуетУп> И превращены В Р Н тельное вРемЯ. получили широкое распространение как в д ФЬ0РГт« И в ^арктической областях (в Скандинаву ТИЧеСИеландия. в Гренландии, на северо-западе Северной Аур* тровеИсла Д Земле, в западном секторе АнтарКТад.,. Фьордовое происхождение имеют проливы Маточкин шар и Магр' В целом данный тип берегов благоприятен для судоходу ав некоторых странах с холодным климатом фьорды служат наиб лее удобным местом поселений человека. Связь с ледниковой деятельностью обнаруживает и шхернц тип берегов, распространенный в Балтийском и Северном моря;;. Шхеры представляют собой скопление многочисленных скалис- тых островков и мелей, имеющих форму бараньих лбов. Процесс экзарации выступы кристаллических пород были подвергнуть, в эпоху оледенения. При таянии ледника и образовании морского бассейна они превратились в шхеры, затрудняющие прибрежнл судоходство. Многочисленные формы ледниковой денудации возникли в зоне ледникового центра недавно, в эпоху последнего оледенения — око- ло 35-40 тыс. лет назад. Во время таяния ледника (менее 20 тыс. лет) на данной территории формировались еще более молодые формы ледниковой аккумуляции. К ним относятся цепи конечных море1> лииЬгаУСеЛЬКЯ’ вытянуть1е на юге Швеции, Финляндии и Каре логииРг^ЬПаУСеЛЬКЯ имеет большое гидрологическое и геоморф* озер оас1топп^ЧеНИе’ являясь подпрудой для многочисленны льефасвидетрпеННЫХ севернее- О молодости аккумулятивного рс лоХныёнизХВУЮТ ТаКЖе мно™™сленные гряды, озера, забо- Эрозионная сеть ^1ТЯнутые вДоль движения ледника, ледника, около 12—10*Ь1 ЭКЗарации оформилась после отступали личаются невыработя ™C* ЛеТ назад- Молодые речные долины fl Ронидные расшипентлст НЬ™ Продольным профилем, в которой °*Л порожистыми участи Или живые озера чередуются с выпукл^ лических пород или мМИ" Местах пересечения выступов крИЙМ пады. Или моренных гряд образуются небольшие воЛ»
~~ —— _ 17g 11.3. РеЛЬЕф В ЗОНЕ "виковой аккуМуп„ЦИ17 ,„,наледн<®овойаккумуляции протягивается от „ентп «ой границы распространения оледенения 0„ ₽ Д° мак«и- ’'«ельеф ДОННОЙ зоны в целом не представляется« ° рассматри- ®аТ « чаметНО различается как по генезису, так „ “°ЗМО5кным, так С тиП»чеН РеЛЬбФ ЛеДН”й пккумудяциГв гпаниГСТУ- НйИ' 6 ' оледенения. Рельеф этой территории отличается ПОСЛед‘ Пороше» сохранностью. Вместе с формами подвижир^^10 ^ значительную роль на ней играли процессы, связан™ 1 (мертвым) льдом и деятельностью талых вод. Широте р°ас‘ Устранение озер ледникового происхождения послужило “нова’ У и называть подобные территории Поозерьями (рис. 11.2). Рис. 1.2. Размещение характерных форм рельефа в ледниковом комплексе (по В. А. Калечицу): 1 — ледниковый язык; 2 — наледниковое озеро; 3-трещины в леднике; 4 — конечная морена; 5 — друмлины; 6 — озы; 7 — камы; моренные холмы; 9 — подпрудпые озерные котловины; 10 — сложная озерная котловина; / / — ложбинная озерная котловина; 12 — эворзионная озерная котловина; 13 — сквозная долина; 14 — конус выноса подледникового потока, ' молодые речные долины; 16 - зандровая равнина; 17- параболическая дюна; 18 — донная морена ФопмК°ПЛеНИе м°ренных отложений и образование спец1^УУ1 ь ' ₽®льефа _ основной итог деятельности ледника. Мощно
^огляциальяых осадков достигав 10 W „поенных и ФЛЮВ”°Г итологическии состав морен зам 150ц1 Гранулой" ™ны экзарации. Наряду с грубЬ1м яГется от осадков^в линистого, песчаного материала имеется много.валу даМИ большую роль играЮт с кристаллически попавШие в состав морены по мере Про Ч|4 (доломиты, мерге кристаллического щита. НИЯ ледника к ю у Восточно-Европеискои равнине г, ’’* раЗЛИф красно-коричневый цвет, соответствующий силщ^ ладает красн v цвет приближаеТся к палевому ч составу, в 3аПХНнУю карбонатность. В1>Взоне ледниковой аккумуляции питание ледника резкосок₽8. Ш^ось большое значение имели процессы таяния, и южный кРай его приобретал неровный, волнистый характер, так как в пони*., ниях рельефа возникали потоки, лопасти и языки, уходившие^,, леко на юг, возвышенности же коренного или более древнего лед- никового рельефа служили препятствием продвижению ледника, заставляли его останавливаться. Этапы двиэкения и остановок лед> ника носили пульсирующий характер в связи с изменением кли- мата, интенсивности питания. В зависимости от расположен;;? лопастей и языков формируются и размещаются различные по ге- незису типы и формы рельефа. К числу распространенного рельефа ледниковой аккумуляции в границах последнего оледенения относится холмисто-моренно озерный, или холмисто-моренно-котловинный. Он представлен соче- танием разбросанных в неопределенном положении моренных хол- мов и понижений между ними, занятых озерами или болотами. Образование холмисто-моренно-озерного рельефа, видимо, свя- зано с участками распространения малоподвижного, или мертвой1, перегруженного мореной льда в языковой области. Каменный ма- териал в его теле опускался на поверхность ложа при таянии лед* ника и образовал описанный тип рельефа, широко распространен ныи на территории Балтийских Поозерий. полого ледпиковых потоков и языков характеризуется также холмисто ”МИ доннолюРен^^ равнинами. В отличие о* моренными сугли«° релье^а такие равнины сложены тяжелым» сельскохозяйственного1* И П₽И УСЛОВИИ мелиорации удобны Заметное место в г ИСП°ЛЬ30Вания- озеРно-ледНиковЫх ни ран^ах оледенения занимает тип Рр-1 тва, сложенные отсоптт»^ полого-вогнутые равнинные ортированными песками и ленточным
л глинами, накопившимися в холодных при ледниковых последние занимали обширные пространства в эпоху йка, заполняли гляциодепрессии между конечно-мо- #### Ле,Д зВьИПеННОСТЯМИ’ ^лоская поверхность низин разнооб- Б°ппами моренных холмов — бывшими островами озера. ^а3дтся Гр^ обнаруживаются древние береговые линии и террасо- LoKPaIItiaX03epHO-ледниковые низины в настоящее время обычно рь1еУР°вНИ заболочены (рис. 11.3). Среди болот сохранились оста- обдесеЧь111 Существование приледниковых водоемов в эпоху £одНЫе °зера* а поддерживалось его талыми водами. Формирова- таяайЯ ЛеДНЙнйх сопровождалось образованием сквозной речной fl0e ст°ка й%ском озера. Классическим примером могут служить доли11151 й СП1ковые низины в верхнем отрезке течения Западной озер«°'Л?ДН кая> Суражская, Полоцкая), Приил ьменская низи- ДвйНЫ (ЛУЧС’ его озера Агассица в Северной Америке и др. йа, впадина ДР 0.7 216.2 лчыческой карт® (ПограФиче 11.3. Холмисто-моренно-озерный ре
- жный рельеф в зоне ледниковой аккуМул Особый сложидавозвышенности и гряды. Они отРаТ*? ют конечные,или льда самостоятельной ледниковой эн4* границу рае^ Р продвижения ледниковых языков в отд “Ч а также южный кр этапы длительных остановок и таянИя/’ СТТв условиях временного потепления климата. Установить ** X генеза краевых образовании достаточно трудно, ДЛя требуются комплексные исследования. W Конечные морены представлены холмистыми возвышенное^ или системой гряд, вытянутых перпендикулярно к расположен^ ледниковых языков. По высоте они занимают господствующее По. ложение, являясь водоразделами между речными системами. Для конечных морен характерны значительные относительны? превышения, создаваемые глубокими озерными котловинами. В таких местах крупные куполовидные холмы с крутизной скло- нов более 25° перемежаются с глубокими округлыми впадинами. По происхождению конечно-моренные возвышенности и гряды могут быть аккумулятивными (насыпными) и напорными. Пер- вые формируются при длительном стационарном положении края ледникового языка и постепенном вытаивании моренного материа- ла. В результате образуются пологие возвышенности с небольшими относительными превышениями поверхности. Напорные конечные морены — это итог активного наступания ледникового языка, который передвигает перед собой моренные отложения, придавая им вид невысокой горной гряды. Прокси- мальный склон такой гряды, обращенный на север, к леднику, обычно более пологий, а дистальный — более крутой. Для напор- ых морен характерны крупные отторженцы. Они представлены ля КРисталлических или осадочных пород, перенесенных на ков захвяирТ°ЯНИе* Отторженц-Ь1 мергелей, доломитов, известня- нии, — важный6 Ледником из Южной Швеции, Северной Эсто- паемых. И Источник Добычи карбонатных полезных иско- гллциодисло^аТийЬСНеРеДК° обнаРУживают признаки складок лей, наклоненных склСТ6Ма НаДВИГОВ’ антиклиналей, синкл^ НЫХ процессов. НапоимрД°К Создает видимость горообразовате-1 надвинуты на краевыр ДИслоцированные меловые отторг где они образуют высоки -НЫ На Севере острова Рюген (Герма^Я Фауной мелового моря. ° °еЛЫе МоРские обрывы с разнооф< О' в я т I <
Ге,омдрФ2^^СКИе -П!ЭОЦессь1 ~~ -----183 йолее высокие конечно-моренные возвышенна б°гЯ на стыке двух ледниковых языков шХ И’ КотоРые обРазУ^ловылш массивами. В тех случаях, когдТ^^’НаЗЫ' обтекают моренную возвышенность более дпевнТИК°ВЬ1е язь1кИлеДняя именуется островной. Р Н Го возРас- ’ЯНПа Восточно-Европейской равнине можно указать классические 1ЧНые морены в зоне последнего оледенения. К их числу" Ся Балтийская гряда, вытянутая почти на 500 км, не менее Сная систеМа конечных м°Рен Валдайской возвышенной Разнообразный и сложный комплекс конечных морен образует Мекленбургское моренное плато на севере Германии. В Беларуси „личными кРаевыми образованиями на территории Поозерья яв- ляются Свенцянская возвышенность, Браславские гряды, Витеб- ская, Городокская. На территории Восточно-Европейской равнины конечные море- ны образуют несколько параллельных полос деградации (отступа- ния), фиксирующих максимальное положение поозерского ледни- ка и его стадии. Описанные типы ледникового рельефа в зоне поозерского оледе- нения отличаются своеобразными формами рельефа, служащими индикаторами возраста и происхождения ледникового комплекса на конкретном участке. Озы внешне представляют собой длинные гряды, вытянутые по движению ледника. Сверху бросается в глаза их наложенность и независимость расположения от подстилающего рельефа. Озы Балтийских Поозерий, особенно Финляндии, Швеции, Польши, Беларуси тянутся на несколько километров, пересекая озера, бо- лота, взбираясь на холмы. В заболоченных низинах они использу- ются как удобные насыпи для железных и шоссейных дорог. Сложе- ны озы слоистым песчаным материалом с прослойками ленточных глин и мелкого гравия. С поверхности во многих случаях образу- ется слой моренного суглинка с крупными валунами. Высота озо вых гряд над местным базисом эрозии достигает 30-40 м, а угол наклона склонов превышает 25°. Песчаный озовый материал скатывался в русло наледниковых потоков, а при таянии ледника проектировался на поверхност ожа. Подобный процесс мог происходить в подледниковых и Ледниковых тоннелях, длинных пустотах, а также ПРОД° нал0- ^ениИНаХ’ Вь1Таивание озового материала сопровождал^^ хзрак- еы на его вершину поверхностной морены, а
пь1 образовались во внутри педниг РцоФ°Рме ГрЯиТдавленными. Вероятно, форМи тер?и назь-«а10ТС” ВИЯХ малоподвижного или мертв- Л исхода0 ВУ Хе или групповые холмы, хар * "омы " оДИ1’"шостей и моренных равнин. Оци краевых возвь.шея „ насажены на мореннцг куполовидной Ф°Р“1ДеЛЯЮТсЯ крутыми склонами, Рас_ /а местности кам иЛИ луГовои раститель^Л пением «'Т1’С'Х“ЫЙ песчаный материал с прослойками , ный тонкослоист обы их формирования. Образуются к,? гравия отражает линейно-вытянутых пустотах, а в , добно озам, тольк п^жрниях_ Иа иоверхности ледника „н** тых озеровиднь песчаИЫМ материалом, принесенном ап поддаются тонк. Спроектированный при таянии лмЗ поверхностнымивод наледникового03ера на поверхно ТипичНые камы с моренной покрь:шкой зуютсТвподледных пустотах вблизи края ледникового Я1Ы Отложенные на дневную поверхность в процессе таяния ле. такие камы часто оказываются в приорежнои зоне при >. вых озер, в данном случае они носят название лимнокамож Друмлины — ледниковые формы рельефа, характерные никовых языков. Это холмы высотой 20- 10 м ярко вы раж асимметричной формы, вытянутые по направлению движения лег ника на 50-200 м. Крутой проксимальный и пологий даст й склоны внешне напоминают бараньи лбы, повернутые в обратим» сторону. Сложены друмлины плотными моренными стглинкамВ» ядро их нередко включает выступ коренных пород - глиниспЗ кар онатных и др. Наиболее типичны в США друмлины в нпЛ ны“’НЯ северо'запаД(> ^ос гочно-Европейской равнины нзмсг Вппо“е П°ЛЯ На территоРии Эстонии. Карелии (рис. 11.4). ной повепхнп° Ра30паниялРУМЛ11НОН ледник движется поверх ления вблич СТИ КОреииьгх 11ОР°Л. что служит причиной накоВ- триода таяниГХ^гиёту1"'01'0 МаТ‘'РИаЛа- П°СЛе КР’’2 созданным ранее неппп 5 ВТ0Р"ЧН0 и ПРИ эт0’'’ П₽Ч ф°Рмы рельефа „₽„И "ОСТЯМ Ф?РМУ ДР> ’МЛИНОВ. положительными Пись1ваем°и зоны представлены не н°м озерными Ко’ Н° И Отрицательными образованиями, и Ге°морфологи ТЛ0Винам11- Они являются гидрологиями (рис. 11.5). и индикаторами последнего олг4е1
Рис. 11.4. Друмлинный рельеф (по Г. И. Рычагову)
—" м пазличны по размерам, глубинам, еТп, Озерные 'с<’тл^ИНКорОТКО охарактеризуем их основу' ’е% и „ронехождениьо занимают положения (глЯЦа *4 Котловины п« й морены или между краевыми «Л*' СЙИ) к северу - округлые в плане, неглубокие, с асим₽^' ВаНИЯм поперечным профилем. Примером могут слуЖить Снадвды в Польше, Мюриц в Германии, Нарочь и ОсвейсКое в £ ЛТогласи ледниковых языков в их проксимальной части боЛь. гное распространение получили ложбинные озера (ринны, гляцИо. генные рытвины), расположенные в глубоких крутых котловин^ вытянутых по движению ледника. К данному типу следует отнесу самое глубокое озеро Беларуси - Долгое (более 50 м), многочис- ленные ринновые озера Литвы, Латвии, Польши, Германии. Существует две точки зрения на происхождение ложбинных котловин. Согласно первой точке зрения они могли образовывать- ся под влиянием эрозионной деятельности подледниковых талых вод в условиях высокого гидростатического давления. Согласно второй точке зрения гляциогенные рытвины являются результатом выпахивающей деятельности ледника. Об этом свиде- тельствует трогообразная форма поперечного профиля, значитель- ная переуглубленность котловин в сравнении с соединяющими их протоками. Типичны для конечных морен и холмисто-моренного рельефа котловины эворзионного происхождения (оз. Рудакове) в виде не- больших, но глубоких котлов, выбитых в ложе ледника вертикаль- но падающими в трещины талыми водами. Широко распространены в разных частях бывших ледниковых языков термокарстовые озера, образованные на месте вытаяв- ших ледяных глыб и протаявшего мерзлого грунта. Такие котло- 1 ИМеют 0КРУглые очертания, плоские, с небольшими глуби- НаМИ. лигер на . г ** ** строение сложных котловин типа оз. Се лорусскомпХрьеИ0ОЗВЬ1ШеННОСТИ’ °3ер КРивое и ОтолововБе ленных заливов и пп/И представляют собой сочетаниемногочис озовых гряд. ОбразованиеТаких™ МЫС°В И ПолуоСТрО° В^е- подвижного льда аких котловин связано с толщей в монолитного льда ппевг>Т°Г° Трещ,ИНами- В период таяния участи пенные рыхлым Хстым Т™В ПЛеСЫ 03е₽а- а TWHbI’ ^Z Делающими такие ппрры атеРИалом, становятся мысами, Р
В процессе таяния Ледника БОВИНЫ заполнялись глыбам^ п Раз°в^Ннг ^огляциальнымиосадд^ "льда и ые его ^влияние на КОТЛовин’г Мой5Ль«Оет, ь 301,е Вал°ГИч^к^ °ть1с. ЛеДеНе- “вдсокая озерность территории зоны последнего оледенения ео- Дется со слабым развитием речной сети. Исключение составля- X древиие крупные долины (Западная Двина, Печора, Неман) приданные одновременно с отступающим ледником. Долины ек и ручьев, соединяющих озера на моренных возвышенностях отличаются невыработанным продольным профилем, неглубоким врезом и другими признаками молодости. От интенсивности раз- вития профиля равновесия таких рек зависит продолжительность существования озер, которые по мере углубления долин будут спу- щены. К югу от границ последнего оледенения в рельефе выделяется обширная зона сожского и днепровского оледенений, наложенная на геологические структуры Русской платформы. В отличие от холмисто-моренно-озерного ледникового рельефа поозерского оле- денения на территории, занятой ледником сожского возраста, пре- обладает холмисто-увалистый рельеф, заметно переработанный процессами денудации и эрозии, что отражает его относительную древность. Несмотря на значительную переработанность рельефа, леднико- вые образования сохранились еще достаточно четко и образуют водораздельные участки территории. Это касается в первую оче- редь конечно-моренных возвышенностей, имеющих характер крупных холмистых поднятий или грядообразных возвышенное тей, в строении которых принимают участие крупные отторженцы Игляциодислокации, а иногда камы и озы. Особенно четко выделяются угловые моренные возвышенност ивсаженными на них куполовидными камами. Темнохво ФаСНюгЯ растительность дополняет впечатление низкогорного р вРа ОЦ*Ность морены на таких участках превышает э вЬ1( 0- ты Две3е она носит характер морен напора. Относител Р ' Д0 Тигающие 30-70 м, обязаны глубокому эрозионно^вр ^Коп.ДОЛИН* ^Рнречные участки наиболее к₽^т°г< ско ро.шис- х Же нередко наблюдаются значительные
,Я----- Кпоме краевых образовании в зоне COJK „поверхности-КР ки холмисто-моренного и Хения сохранилаУ отличающегося от более МоЛОДо^^. донно-моР^д моренными холмами и камами РасП0Ла >• дайского- Ме® е сухие или заболоченные западины ИЛи многочисленные У соедИНЯЮТСЯ широкими плоскодо^ НЫспущенных:о' Р и далее ВЬ1ХОДЯТ за пределы ХоДм И(^ ^‘“"поверхность моренных равнин чаще?сего пРИКр ^аСТКа ^ми песчаными отложениями валдайского возраста £ ^"основанием называть их вторичными моренными рав^ Уличительной чертой данной зоны следует считать раснр^. нение на склонах возвышенностей покровных делювиальных WJI0. жений и лессовидных супесчаных и суглинистых пород мощностью до 5-6 м. Их рельефообразующая роль выражается в нивелирова- нии первичной поверхности ледниковой аккумуляции, формирова- нии плавных склонов и пологих водоразделов. Вместе с тем распро- странение лессовидных пород служ т одно з причин проявления овражной эрозии. Овражно-балочный тип рельефа приурочен к глу- боким, хорошо разработанным речным долинам и их надпоймен- ным террасам. Пример типичного моренного рельефа сожского возраста — Бело- русская гряда, включающая сложную серию угловых и грядовых морен, которые создают один из основных водоразделов Восточно- Европейской равнины. Ее продолжением является Смоленско-Мос- ковская возвышенность. Южнее границы сожского оледенения получил распростране- ние рельеф максимального днепровского (рисского) оледенения, формы которого носят реликтовый характер. Ледниковые морен- ные образования днепровской эпохи сильно денудированы дли- тельной деятельностью талых вод более молодых ледниковых эпоХ, эрозионными и склоновыми процессами. Сохранившиеся кплвя ° е ВОЗВЬ1Шенности чаще всего «просвечивают» из-под п° ны днеппп₽°ВЬ1Х’ делювиальных и лессовых пород. Конечные море' УвалистыеТш^1^0 303раста обРазуют разрозненные повышения или Роль играют г Г раЗНЫе поДнятия, в строении которых болЫПУ отношении Каневские гЛ°КаЦИИ * ОТТорженНь1- ХараКТерНЬпнХ8 У города Канева и ляЦиодислокации на правом берегу Д_ ского оледенения &РЯД^ с конечными моренами в зоне ~
ЯеЯгельность последних вместе с эрОЗИонн с.,цК- Д „цессами имеет основное значение в форми ккумУлятив- «ь'^рельефа- Ровании совре- 1 Д. РЕЛьеФ перигляциальной зоны названием перигляциальная зона понимается ™ ^границ оледенений (или стадий ледников^ кйГУ й в значительной степени создавался позднелеп» ’₽ельеф К<>’Хми и специфическими флювиогляциальными (задХ™ В°> отложениями. Общее для образований подобного типа - X Юность поверхности и песчаный тип осадков. В ледниковые эпо- уй отложения зандров находились в мерзлом состоянии, поэтому * разбиты мерзлотными трещинами и клиньями, которые при таяяии явились местами развития термокарстовых западин. На Восточно-Европейской равнине широко распространены по- логоволнистые зандровые равнины, представляющие собой слив- шиеся пологие конусы выноса водно-ледниковых потоков к югу от конечных морен. Типичны в этом отношении север Полесской низ- менности, Центральноберезинская равнина, низины верхней Вол- ги, Мещера. В составе флювиогляциальных отложений наблюда- ется определенная дифференциация. Ближе к краю ледника они представлены грубым песчаным и песчано-галечниковым материа- лом, который к югу становится мелкозернистым, глинистым. Покров отложений зандровых равнин маломощный, поэтому геологические структуры выступают на поверхности и выражают- ся в особенностях рисунка гидросети, форме поперечного профиля речных долин, а на участках близкого залегания карбонатных по- род — в виде глубоких карстовых воронок, занятых озерами. Осно- ву современного рельефа зандровых равнин создают широкие реч- ные долины с системой террас, преобладанием аккумуляции, боковой эрозии и плоские заболоченные водоразделы. В долинах типично представлен процесс меандрирования и образования ста- РИЦ, на водоразделах и надпойменных террасах распространены 0 вирные мелководные озера. тел ЛЯ РельеФа зандровых равнин характерны песчаные положи юТрЬоНЬ1еФ°рмь1’ сРеДи которых наибольшей известностью поль^ ^^а^аболическ^ дюны, в плане напоминающие серповидн СчитаRbI ° асимметРичными склонами. Еще в XIX в. так^а л Ись ПОЛесскими « барханами », возникшими из песк
™”тр”-””««. нового щита. образованиям относятся ложбины .. Ледниковых вод, днища которых сложены ФлюВИог^ "мотложениями, и долинные зандры - равнинные По^' X саженные иечсаными флювиогляциальными оТЛозкен ™Они могут быть шириной несколько десятков или сотен Метро’ Особенно широкое распространение они получили в зоне ледн^ вой аккумуляции южнее границ поозерского оледенения и направление с севера на юг, перпендикулярное к краю леднИКа_ Нередко ложбины стока предопределяют положение речных д0. лин, в частности их сквозных участков. К ложбинам стока талых вод относятся и крупные песчаные по- нижения длиной в сотни и шириной до нескольких десятков кило- метров, представленные на равнинах Северной Польши и Германии где получили название маргинальных прадолин или гляциосубсек- вентных долин. Они образуют несколько параллельных одна другой перегляциальных полос, вытянутых в направлении с запада на вос- ток и разделенных краевыми образованиями. Субширотные отрез- ки крупных рек Западной Европы: Вислы, Одера, Эльбы, Шпрее и некоторых их притоков занимают прадолины, образуя широкие зандрово-аллювиальные равнины. В них расположены города Бер- лин, Торунь и др. Примером могут служить средний и нижний участки долины Немана. В эпоху дегляциации ледниковых языков талые воды нередко е находили стока на юг и двигались медленными широкими по- нижиийВДОЛЬ ИХ окраин* После таяния ледника формировался правление^в стгГ РеЧ ™Х до^ин» имеющий субмеридиональное на- как и зандоы лрНУ алтииского и Северного морей. Прадолины, всхолмлениями. “и ZT^ И И Беларуси заняты участка Р™Нальных Д°лин в Прибалтике -льно краевым мореннымТоХ^нносЗ^
nuuq ГЕОМОрфОЛОГИЧЕСКИЕ процессы и формы рельефа областей пГолетней МЕРЗЛОТЫ (криолитозоны) п геологической и геоморфологической литературе издавна ут- ппилось понятие « вечная мерзлота >, или криолитозона (от греч. trvos " холод, лед; lithos камень), в которой получили распро- К ранение многолетнемерзлые горные породы. В отличие от сезон- °ой мерзлоты, типичной для умеренных и высоких широт, много- летняя мерзлота имеет большую мощность, которая колеблется от десятков до сотен метров. Она занимает огромные пространства Сибири и Северней Америки и существует десятки тысяч лет на протяжении всего плейстоцена. Общая площадь вечной мерзлоты наземном шаре составляет около 25 % суши. Согласно современным представлениям многолетнемерзлые грунты относятся не только к реликтовым явлениям, но и образу- ются в современный период при благоприятных условиях климата и рельефа. Даннное обстоятельство послужило основой возникно- вения такого понятия, как «современное подземное оледенение». Природные условия криолитозоны своеобразны, а деятельность человека в ней сопряжена с рядом трудностей. Изучение таких проблем способствовало развитию самостоятельной науки мер- злотоведения, или геокриологии, основателями которой являются М. И. Сумгин и В. А. Обручев. В Якутске находится крупнейший в мире Институт мерзлотоведения ( ибирского отделения АН Рос сии (РАН). Южная граница распространения многолетнемерзлых грунтов в Европе начинается на Кольском полуострове на широте северно- г°полярного круга. Примерно на этой же широте ее граница ДО ^ит до Урала, отсюда опускается на юг, пересекая Уральск- [ ^ападную Сибирь в районе 60-62' северной широты Дал* таЛ° ПовоРачивает к ЮГУ по правобережью Енисея и* я на т.-пп? к0ДИт на юг до широты Улан-Батора. Снова ^регу ^УыГтгИИ России на юго-востоке, где проходит п0' " ростров Камчатка лишен мкоголетнеме^шх
В Северной лмерплс иши1илегнМе только на юге.| широтЫ Великих Американских Распр0Сп?оТеОсновное распространение имеет лед _ ;> Р в криолитозоне о влажные горные породы. При , связываюяии за“ Рбладают монолитностьЮ и твердостью температурах °« eH№ температуры тают сравнительво^- НЫХП0Ио0наабольШой площади. Широко распространены Та^ номерно на оол ые для трещиноватых пород, и ГЛ** Ж дЛаЬ пленные под рыхлыми осадками, а также повТорн“Ы жильные льды, возникающие в морозобоиных трещинах пРИ е гократном оттаивании заполняющего их льда и последующе»^ За3онаавечной мерзлоты разделяется на несколько подзон по мер- злотно-температурному признаку: вдоль южной границы тянется полоса островных многолетнемерзлых горных пород (мощностью до 25 м). Севернее протянулась подзона несплошного развития веч- ной мерзлоты мощностью до 100 м; ее сменяет полоса почти сплош- ной мерзлоты мощностью до 200 м. Талики встречаются лишь п д озерами и рмслами крупных рек. Северная подзона со сплошной! постоянной мерзлотой имеет мощность 500 м и более. Для природных процессов, свойственных зоне многолетнемерз- лых грунтов, велико значение подземных вод, которые подразделя- ются на надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные. Первые связаны с верхним деятельным слоем и отличаются атмосферным питанием и опресненностью. Межмерзлотные воды характерны для районов островной мерзлоты, пронизанной многочисленными «сквозными таликами». Что касается подмерзлотных вод, то, рас’ полагаясь глубже постоянно мерзлого слоя, они обладают напором. Наряду с низкоминерализованными встречаются соленые и мине* ральные воды разной температуры. Специфические процессы и формы рельефа в зоне вечной мерз- лоты связаны с проявлением некоторых физических свойств пр?с' и воды, в частности увеличением ее объема при замерзании и оазвити^еМ ПРИ таянии> Эт° служит одной из причин сезонности С ними форМНОГИХ геомоРФологических процессов и связанны» чение) предстапп Флюкции (от греч. solum — почва, fluctio — ЯД или горных попоЯЮТ С° медленн<>е течение верхнего слоя по | Летом, благоХяПХ“аСЫЩеННЫХ влагой, по пологим склс грунтов и слабла водоупоРнЬ1м свойствам постоянно М«Р ОМУ испа₽№ию, В верхнем отт и щем слое g л< Л" Ц в 3 г 1 I ]
пзлые по- \х озер. г цемент, V низких \ю скаль- кьно рав- ь1 также и глыбы 'вторные Три мно- щем его \по мер- гянется Юностью ия веч- сплош- taib под \ошной емерз- зделя- (ервые эрным терны ными ), рас- ором. мине- |мерз- прес- [исо- кости ИНЫХ йсте- рчвы нам. злых рчвы тСя много влаги. В результате нась кйпЛ11ва®яается и под влиянием силы тяжес ‘“’еаие «одой n,v_. °° склонам. Образуются вьггянХ^"8^ террасы, натечные валы, потоки. Явле™*™1"0™*' наблюдаться и при отсутствии вечной МепзГ°ЛИфЛ50к- ^Сглинистых грунтах. Насыщенный водой язует легко подвижный слои на подстилающей ™ Гори’ .*,,ТеЦеН(' УсПевШеЙ 0ТТаЯТЬ-МйОГИе авто₽ы снтаютсади^ гЛИЧ®’ “ образованиями напорные террасы, камею™.фл,ок‘ ЯИо1,ВЬ формирующиеся в горах выше границы леса потоки- КСдесс термокарста относится к числу важных рельефообразую- факторов- Он связан с вытаиванием подземного погребенного |ЯИ^ьного льда, заключенного в мерзлом грунте, и последующим зданием верхнего слоя почвы или рыхлой горной породы Об- уются округлые плоские термокарстовые западины, блюдца таивания, в них формируются мелководные термокарстовые ПР° а В ДРУГИХ случаях, когда льдистые горные породы при таянии О36Рлываются, возникают обширные округлые западины — ала- раС_ глубиной от 2-3 до 10 м. Отдельные аласы, а также котловины ^пмокарстовых озер в условиях дальнейшего развития процесса Уединяются, в результате появляются крупные аласовые пони- жения, в которых под травянистой растительностью образуются хорошо увлажненные почвы, удобные для сельскохозяйственного освоения. В центре аласов и термокарстовых понижений, как пра- вило, возвышается холм — булгуннях, возникающий в процессе выпучивания (рис. 12.1). Наиболее крупные термокарстовые формы образуются при вытаивании мощных клиновидно-жильных льдов, создающих полигональную решетку. При значительной длитель- ности такого процесса возникают понижения, разделенные земля ными конусами — байджерахами. Процесс выпучивания (вспучивания) грунтов широ о ояв я ется в условиях сезонной смены таяния и замерзания верхнего дея тельного слоя. Осенью при замерзании вода, заключенная между ним и горизонтом вечной мерзлоты, превращаясь в лед, ПРИПОД мает поверхностный слой горных пород, выталкивает сни3^ ВалУны и крупные части рыхлого грунта. Так с >р зую^Д н0Г0 Тый рельеф, торфяные бугры, скопления валунного и о Материала, вытолкнутого на поверхность. наледи, т.е. процессом выпучивания связаны и разнообразив, Выделя Упные ледяные или земляные бугры с ледяным воз}пп:нют Т ««леди подземные, речные, наземные. Последни
194_ __ ^замерзшего слоя между нижним и при наличии осенен ьтате напряжения снизу, вц„... ме^“МД^ХкХия верхнего СЛ°Я В°Да ИЗЛИВаеТСЯ «* НОСТЬ. в Рис 12 1 Схема образования и роста булгуннях (пинго) на дне крупного озера (И. Д. Данилов, 1990): а — до спуска из него воды, б после спуска; в _ через 21 год после спуска; 1 — талый грунт; 2 — мерзлота, 3 — ледяное ядро; । стрелками показано направление промерзания Многоразовое повторение данного процесса приводит к ооразо- вяттито крупных наземных наледей. Например, Кыра-Никоранская наледь имеет площадь 26 км2, Момская достигает 100 км2 и посто- янно существует сотнями лет. Речные наледи связаны с промерзанием реки, расположенной в многолетнемерзлых грунтах. Осенью при образовании поверх- ностного льда живое сечение русла сокращается, создается гидро- статический напор, оставшаяся вода взрывает верхний слой льда и, разливаясь, замерзает, образуя плоскую ледяную возвышен- ность. На некоторых реках северо-востока Сибири слой льда в на- ледях настолько велик, что сохраняется летом и снова увеличива- ется зимой, таким образом формируются многолетние речные наледи. одземные наледи представлены крупными многолетними бут* р и с ледяным ядром булгунняхи, или гидро лакколиты, кото аласов^фКаЮТ В Процессе замерзания термокарстовых озер иМ в окружении^°В П°Д При этом в Центре сохраняется воДД манию ввеох ^рзЛОТЫ' Дальнейшее замерзание приводит к вь1Ж”- до 8-13 м. сыЩенного водой слоя и появлению бугра Bbico^j* ся развитиемТсобыхТеНИЯ МНОголетнемерзлых пород от ием особых полигональных (структурных) об
Рис. 12.2. Полигональные грунты (по Г. И Рычаговы а - линейные; б - круговые; в - сотовые (ячеистые) Каменные кольца (полигоны, многоугольно т собой слабовыпуклые, округлые или многое ° предс'гавляют 1-2 мв поперечнике, сложенные мелко3емистЬНЬ1е 'IJI0"’a«KH, «риалом, оконтуренные каменным венком ™ °дноролным ма- лечниковых пород. На пологих склонах каме**3 ГРУбЫх валУнно-га- сявытянутыми параллельными полосами мел К°ЛЬЦа сменяют- материала. Формирование таких поверхнос И КаМеНИСТ0Г0 дессом многократного замерзания и оттаивания ч—Г™ П₽°' разнородного грунта. При этом происхолит 1астич<“к некогда массЬ1 крупных обломков и отодвигание их вРстороныИДиф- ференциация частиц по крупности вызывается также раздвигаю- щим действием замерзающей воды, вытекающей из трещин. Другой характер приобретают полигональные формы в однород- ных глинистых грунтах. Последние в процессе замерзания покры- ваются системой трещин, через которые вытекает глина,нас^ ная водой, как из миниатюрных грязевых вулканов, резу образуется скопление голых выпуклых глинистых поЛИ^ 1 М в диаметре с обрамлением полос тундровой РаститеЛЬеН°’. которая находит в трещинах благоприятные экологи ме^алъ. ВИя- Такие пространства на севере называют пятнист Онной тундрой. сЯ поЛигоналы Наряду с ней в зоне вечной мерзлоты формирУю м и более g° Валиковые структурные формы, ДостИгаЮ1ЦИ^ аВйЛЬных пяти Эт°м случае образуется система достаточно п ограничен естиУгольников диаметром до нескольких ме
---""-----------д,яно-Мияерал выеоТой Д ,х валиком торФ ’» езоформы появляются в тех D,- «ы* йные микро; и ны не успевают растаят\ ‘ г"убокиемороз°бои вширь> разбивая мерзлую Пор <*| ^ива^явглубь^ слагающая порода выжв^^. ные блоки- валики. „вверх,образу процессы проявляются как Меха Термоэрозио кое воздействие поверхностных т 2? термическое, х результате возникают типичные на вечную “2Рложбины, овраги? долины. Они могут ЗДклЛ?* ВЫ™Ф“реЩИнам полигональных грунтов или вдоль тер^ СЯ снижений. Постоянные реки в условиях многолетаем ^"' "^пород летом многоводны и связаны с таянием льдаи^ фХаЦ№Й воды в грунт. Значительная живая сила реки жается в боковой эрозии, меандрировании. Характерно так*е ление блуждания рек, вызванное накоплением отложений промерзающими участками или наледями. Склоны речных подвергаются процессам солифлюкции, что хорошо выражен; широтных отрезках долин с разной экспозицией. В таких поперечный профиль долин приобретает асимметричный рисунок. Зимой малые и средние реки промерзают до дна. Зона вечной мерзлоты отличается своеобразными типами морс- ких берегов и широко развитыми механическим и термически’, процессами термоабразии. Берега арктических морей, как прави- ло, характеризуются развитием высоких обрывов и термоабразы ных клифов. Мерзлые грунты, обнажаясь на обрывах, интенсив тают, что сопровождается солифлюкцией, оползнями, оплывин ми. У подножия клифов и обрывов скапливается большое количес во обломочного материала, насыщенного водой, который иногда называется псевдомореной. Подобную картину можно наблюдать и в руслах крупных сибир К? ДОЛИНЬ1 кот°Рых глубоко врезают в толщу мерзлых грунтов воГ±ЮКЦИОННЫе ПОТОКИ бывают в большом количестве гря ’ Хозяйств загрязняя и засоряя русло, мешая судоходству- лых грунтпрННаЯ деятельность человека в условиях постоянно мер ство дорог утруднена рядом объективных факторов. Строит 1 тельных меос>ггМЬ1ШЛеННЬ1Х И ЖИлых зданий требует пред0'0 ВыпуЧиваНйе, термокарст, образ© ея к населенным Ие МеРзлых грунтов нередко при; P',чиЕ пионам и городам, где таяние верхнего
1$. Геомор>Фологичег^е ,„оты многократно усИЛ1.Яя „озимого человеком. эт аетСя За „етотна железных дорог ®Ь1зЫвае_,-'=г Доб;)й \ ’Ч ^рытия и т. д. ОдНа^^Ов оСа «оч добегать неблагопРЯят С°вРемея ’а₽3еТре -en.,., города и промышденнЬ1е' , Пр»РоД11 0ТМетить, что вечНая *РеХПря„ ^х Дает гаа«и-°насодерЖити РЗДоТаобл тИяНак «ии>с воамо>к вОГо грунтах хорошо eoxr>Q ^atIIiT бо ТТ Ц Гт affri6fy С Ить КГ)Х7 °СТь НЬ'М^енеЛе₽3^ьД°^о Ww-twirD)(f. px-com/u
Рельеф пуст около 20 % суши земного шара занято территориями с климатом. К ним относятся пустыни тропических иир^Ч Ze) а также пустыни и полупустыни умеренных шИрот «НИ пидным климатом. К основным рельефообразующим фа^6^ данных территорий относятся физическое выветривание и (эоловый фактор). Оба процесса считаются зональными гео* / ' логическими показателями, отражающими особенности и очень сухого климата с жарким летом, литологический^ поверхностных пород, в частности несцементированных и засоленных грунтов. х п<*К0| Проявление эоловых процессов может носить азона рактер на побережьях морей и рек, на поверхности озерн^* 3 вых равнин в умеренных и даже холодных широтах Дея ветра в пустынях представлена дефляцией т е Тельнос’Ь лат. deflare - сдувать), корразией (от лат. corrado - ' скребать), переносом мелкого сухого материала и его * аккумуляцией. пос-1еду1ища Таким образом, ветер, как и другие эк!0ге«„а.0 ческие процессы, проявляется ии- - ННЬ1е геомоРфо.-:>т. корразия), переноса и аккумуляции Р ДеНудацнн (Деф.таши. 13.1. Формы рЕЛЬЕфа пустынной ДЕНУДСЩИП Формы пустынной денудации наиболее ярко пре детав.^ тынях, сложенных различными ио сое ав\ и тверда с0ЛРВКщ породами, а также в местах распространения сильно грунтов мис^10’1’ В условиях жаркого сухого климата с резкими сме * ных температур в горных породах под влиянием физи де01 ветривания образуются многочисленные трещины и сК грубого элювия. Ветер, подобно тонкому резцу скульптор^ ет из трещин мелкие рыхлые частицы горной поро, Ы» 4 * руя твердые слои, освобождая наиболее устойчивые nr,P* i ° сцементированного материала.
т ы п^л, еФ ------------______ 12 pe^tc----- ---—---- ~ —~~ —— пьтате возникают Денудационные 0 каменных башен, столбов, скал прич°^а«Чое „ ^нная деятельность выражается силойДЛИвЬ1х очертаний" ' I Очинок, ориентированных но направлен®1ю'„'<‘’СЛен»‘-.х Уда. П р»<ь,соте 1-1.5 м. В результате образуются® Вет₽а - ир„м И» ^ каменные грибообразные скалы. Особенно и„^°КИе ««“«, гР°Т стенной денудации формируются при уело РесВыеФор- <XpaW>« ТВе₽ДЫХ Г°РНЫХ П°РОД’ размеЩеннЫхсрели?НеЙН0Г0 ЯР слабо сцементированных. Последние подвергаю Леемяг‘ |t*< выветриванию, корразии, деформации: поверх» ” ™ТеНсив- й°мУ а а останцы денудации остаются в виде лииХ ТЬ ИХ СНи’ ^разнообразных очертаний. К характерным фош’шм™'7™* Ф°Р рельефа следует отнести каменные мостовые и стр^^*' первые состоят из покрова поверхностного каменнХТ- «риала, который накапливается благодаря выдуванию более тон „X частиц, в процессе отслаивания, расщепления, типичного для Остынь, формируются остроугольные обломки специфической формы. Глинистые же грунты имеют тенденцию растрескиваться на правильные многоугольники, вспучиваться, проседать. Типичным пустынным рельефообразующим процессом являет- ся солевое выветривание, связанное с подъемом (вытягиванием) солей вместе с капиллярными водами с поверхности, образованием соляных кристаллов, корок, пластов солей на некоторой глубине. Таким выражением химического соляного выветривания следует считать «пустынный загар» в виде очень тонкой темной пленки окислов железа и марганца на поверхности остроугольных облом- ков. Белые соляные корки — «каменный снег» — особенно часто встречаются в плоских понижениях на поверхности глинистых пустынь и состоят из сросшихся кристаллов поваренной соли, гип- са, извести. Под твердой коркой такого «снега» формируется обес- соленный рыхлый суглинистый или глинистый слой. Благодаря механическому разрушению и дефляции, частички соли и глины выдуваются, переносятся ветром на большие расстояния возни- кают типичные котловины выдувания (дефляционные котлови- ны). Иногда формы выдувания приобретают вид параллельных борозд — ярда нгов. В результате соляного выветривания поверхности засоленн^ гРУнтов сохраняется обессоленная рыхлая порода, котораМЯ Я вздувается через трещины. Образуются «каменные сун^^^В лУ^окие ниши, нередко служащие убежищем для
наздел л. ^кзогенн,,,^ ктяных бурь. Туркмены говорят, ЧТО жарк вРеМЯ "вставляет «потеть» даже скалы. Процесс соля “л’%> ₽оДННЬ1я способствует возникновению в укрытых МесЛ°< Р'”Т розданных выходом на поверхность и крИсталли *<х^. Ф°т в’виде тонкоочерченных друз красновато-кориед получивших название «каменных цветов», или «Цвеп1£^ “^ Одновременный процесс соляного выветривания й Де^ приводит к образованию на выпуклых скальных повер'’?^ и даже на стенах древних каменных сооружений ячеистой По°С1'’х ности — «каменных сот». Наиболее глубокие котловины выдувания наследуй Ге ческие структуры. Их глубина достигает сотен метров, ае°Л°Г11' опущено ниже уровня океана: впадина Сарыкамыш — 5q гие — 132 м, Турфанская впадина — 154 м. В эпохи увлажн ' климата такие впадины заполняются солеными озерами к 6НИя в процессе аридизации высыхают, на дне их появляется т °₽Ь1е соляная корка. Под влиянием местных особенностей атмо th циркуляции в пустынях корки солей и сухих засоленных Фб₽Н°Й легко разрушаются, подвергаются деформации, дефляци^^ бина впадины увеличивается. ’ а ГлУ' В формировании денудационных форм рельефа пустынь nntu. ленное значение имеют текучие воды создают,,™ tЩ №' сухие долины (вади в Африке, узбои в Средней Азии)С ()ни в ли благодаря действию вод древних пек и г, “ ' ° время редких ливневых дождей X Временных ^оковво ложбин образует пересеченно ложная система эрозионных носа, сухие висяче устья В М°ЩНЫе к<>нусывы- 13.2. Аккумулятивные формы регьефо пусты Аккумулятивные формы рельефа пустыни обязань^^ ^ыхлие исхождением эоловой деятельности. Под действием ^ощность породы в пустыне относительно легко передвигаютс 1О25-30м. приземного ветрового потока изменяется от нескольк обр^ Большая часть песка переносится в слое до 25 см, при со1СсЛЯ' ется «поземка», а при силе ветра в 6-7 баллов ползущий^ вается в сплошную массу. Дальность переноса песка пыли достигает нескольких тысяч километров. В136 г прцЯесе1* ских островах выпал пыльный дождь массой 10 млн т, тер ный ветром из Сахары. Ветер «афганец» занимает огр
ГГ’/сть1НЯХ ^аЛО^ и Д.зии Пыж -И» 8 яна периферию пустынь на высоте н^Ва™е'“е’ИЦы ^>сЯбразУя пыльные бури. Данный процесс o^bKI”< кило- '!е а’ Lx беДсТВИЙ В раИ0НаХ’ —иных под сельХе Г * числ> Сточным увлажнением в летнее время о °® действо. ^неД^ иканских прериях возникали пылы,3° ХГГ' ХХ в- «L-*’L'toTopb« за один ДеНЬ пылилось около 300 L В >таб0Лее плодородного слоя почвы. Черные бур„ “зов, Р*‘ ^О’пй 1969 гг. В сухих степях европейской части СоветскОГоС? ,196 язрушили черноземные почвы на глубину нескольких сан' Таким образом, ветровая дефляция и перенос рыхлого ’р ограничиваются пределами пустынь 1 матеРйаЛа 13 3 Эоловая аккумуляция ЧНЫЙ процесс эоловой деятельности. Она проявляется в пес- К°не сТЬ1НЯх. Песок может иметь морское, аллювиальное, озер- чаных ^хоЖдеНИе, но в результате ветровой переработки возникает вое пр( 2 коНТИнентальных осадочных пород, для которого харак- эоловыи окатанность зерен, четкая сортировка, преобладание терны хор ом о 05-0,25 мм, распространение устойчивых мине- частиДР наклонная слоистость, желтоватые и красноватые ралов (кварц?, ТОваСрвепной Африке песчаные пустыни называются эрги, вСред- — кчмы Они занимают огромные площади и отличаются ““Хческим и разнообразным рельефом. ^Геоморфолог пустынь Б. А. Федорович выделяет три основных ““ .....терны» «» ».ет»»»««» ♦ дюнный (внепустынный). . начинается с воз- Обычнообразование первичных песчаиь1' холмиков-коси- никновения небольших эмбриональных ка’ннЯ ветром,несушим чек, которые появляются в результате о теК ика^ Холмики-ко* песок, небольшого препятствия (камня, ^ствииветра зл'*в“^ (ички образуются и при пу льсируюшем . пОверХяость Хо-л*** кает песчаная рябь, создающая неровную ^1у>кЯТори4*» коса растет, становится препятствием Т^1ЯВ _одвижв** Ж песка. Постепенно вырас,леТ — ВОЗНИ"
& verca в направлении ветра и имеет аси ц торая ориентир^_ подветренным и пологим a«,*S® ^й проф«ль С ^естественной эволюции многие дЮВЬ1 скловамн- форму, свойственную барханам. ЭтОДос^ тают CBPP°" от нескольких до 30-50 м) холмы с заое^'Х КРУ®** <в“Хи), выдвигающимися вперед под влиянием рогами (ковиа^ Коутизна длинного наветренного склона - > яоДУ101ЦеГОп^Хре№оК> - До 35». При больших скоплеВИях С другим, фор РУ км Барханы и барханные цеци Me£JCj “Хз“ршину бархана с пологого склона на крутой. Скорость^’ « барханов достигает нескольких метров в год. На рис 13.1 приведены морфологические разновидности акку- мулятивных форм рельефа в зависимости от типа режима ветров и физико-географических условий местности. Поперечные барханы и барханные цепи связаны с сезонными вет- рами двух взаимно противоположных направлений. Если ветер име- ет постоянное направление, то возникают продольные песчаные гря- ды, вытянутые вдоль ветра. Это относительно узкие, длинные, симметричные валы высотой 10-15 м, вытянутые несколькими па- раллельными грядами, которые разделены понижениями шириной 200-500 м и более. Образование продольных песчаных гряд связано не только с деятельностью ветра, но и с работой временных потоков. В этом случае гряды являются узкими водоразделами между сухими долинами, а их общее оформление обязано ветровой дефляции и ак- кумуляции. Сочетание горизонтального движения ветра с резкими восходящими и нисходящими потоками воздуха вызывает одновре- менно дефляцию, перенос, аккумуляцию и корразию. Этимобъясня- выходы в песчаны.. отложениях глин (такырные поверхности) соч=^ННЫХ П0Р0Д’ ПОЭТОМУ положительные формы в пустынях К одиночтГГ₽ИЦаТеЛЬНЫМИ котловинами выдувания, полисинтетические *УМулятивным эоловым формам относятся Рамидальные и пп ИЛИ МНогосложные) барханы, одиночные п ®иях значительныхСЛ°НеННЫе дюны* Первые появляются в УсЛ^ вижные небольшие^011^6^ ОТКРЬ1ТЫх песков, когда болоеЙЯК наползают на их поттаРХаНЫ пеРемеЩаются быстрее крУй формы. ГИе склоны, создавая сложные
Барханные пески преимущественно тропических пустынь (а) Г- j ш Прс^УШс^И внс'’у«5^;*а ЗОН (в) 2 РОВ 2 >бРе- Типы режима ветров Лосса7л тип ('> Типы рельефа песков Полузаросшие пески преимущественно виетропических пустынь (6) Wm _л • р-' •1)1 Т!?Г:' 'Л Фьь ДИц 100 вио «Ка ten- Муссонно- брИЗОВЫЙ тип (Я) Конвекцион- ный и интер- ференционный типы (///) *ет- ме- ря- sie, на- гой гно ов. ми ми 1Я- ся IO- )Д- гх, ые Яг ЁЭ Рис. 13.1. Морфологические типы эоловых форм рельефа (по Б. А. Федоровичу)- 1а - барханные пески в условиях пассатного режима ветров: 1 — песчаный щит 2—эмбриональный бархан, 3 — серповидный симметричный бархан, 4 - несимметричный бархан, 5 — продольные ветру барханные гряды, 6- комплексные продольные барханные гряды; / б — полузаросшие пески в условиях пассатного режима ветров: 7 — прикустовые косички, 2 — мелкие грядки, 3- шпильковидные дюны; 4 — параллельно-грядовые; / в — дюнные пески в условиях пассатного режима ветров: 1 — приморский вал, 2 — параболические дюны, 3 - шпильковидные дюны, 4 — парные продольные дюны, 5 — комплексные параболические дюны; Па — барханные пески в условиях муссонно-бризового режима ветров: 1 — групповые барханы, 2 — простые барханные цепи, 3- комплексные барханные цепи; 116 — полузаросшие пески в условиях муссонно- бризового режима ветров: 1 — грядово-лунковые пески (при сильном преобладании ветров одного направления), 2 — лунковые пески, 3 — граблевидные поперечные гряды (при незначительном преобладании ветров одного направления), 4- поперечные асимметричные гряды; Ив — дюнные пески в условиях муссонно- бризового режима ветров: 1 — полукруглые мелкие дюны, 2 — полукруглые крупные дюны, 3 — полукруглые комплексные дюны; III а — барханные пески в словиях конвекционного и интерференционного режима ветров. 1 — цирковые Z Рханы> 2- пирамидальные барханы, 3 — скрещенные комплексные архан' Режима ПолузаР°сшие пески в условиях конвекционного и интерферен ые пески 4Р0В: 1 ~ пески, 2 - крупноячеистые пески, -пирам^ и интепл Решетчатые пески; III в — дюнные пески в условиях е доны, НТеРФеренционного режима ветров: 1 - одиночные ^ел"Хы 2 - крупные кольцевые дюны, 3 - комплексные циркульные дю
' нЫ возникают в результате интеР(Ы> гтипамИЛаЛьй^ Д" риий, н0 с самостоятельными иСТо разных п Такие ДЮНЫ достигают значите^ '*4, какого ма^Р"аиЛнаочнаЯ пирамидальная дюна СарЫКум*>ц. ров- НаРРиМег₽с’0Ту более 153 м. Прислоненные дюны ВСТр,, ^ тане имеет вЫС°тУ х стран и представляют собой п на морских берег» £ на прИЛегающии склон. а,М ®леЙФ’Н яшее время происхождение параболических (Пол В настоям е ₽ такЖе в связи с эоловой деятельности и4 ДЮН ^“ХХянных западных ветров или дневных бризов в?’ Г^ой зоне приледниковых полесских озер летом возМожао^ Р—ние сухого песка на выпуклых элементах поверхн Периферических частях таких первичных дюн, где субстрат 6ь1 Помощным и более влажным, песок задерживался и даже зарас, ш центральная же часть с большей массой сухого песка продол жала под действием ветра двигаться вперед. Таким образом, возни- кала дуга с пологим внутренним и крутым внешним склоном Длина параболических дюн или их цепочек достигает нескольких километров, а высота превышает 5-10 м. В заболоченных районах Полесий параболические дюны представляли собой наиболее сухие возвышенные участки, пригодные для строительства населенных пунктов. При широком освоении Полесий и вырубке лесов парабо лические дюны разрушаются и подвергаются вторичному ветрово- му развеванию. С деятельностью ветра связаны и такие скопления песчаных форм, как бугристые пески, широко распространенные в пусты- нях умеренного пояса. Это беспорядочные сочетания песчаных бугров высотой 3—5 м и разделяющих их котловин выдувания. Чаще всего бугристые пески покрыты редкими экземплярами ксе- рофитных растений. На берегах водоемов встречаются кучевые пески (кучугуры), появление которых связано с задержанием пес- ппи лизи кУстиков растений. В этих же местах нередко образуется скоплечи РеЖНЫХ продольнь.х дюн, часто подвижных. Такие екого“яХТпляжГ ФИНСК°Г° “ Р“°Г° 13.4. Типы пустынь Чать п Jbmc Т₽ОПИЧеского и V ИхаРактерус„ ренного климата принято рзЗ',|! Лага»Щего материала ‘в связй с зт11м --а
ровных типов пустын,. выделяются '" ire песчаные, глинистые, глинисто. к"е и низкие, " о"пустыни чаще всего высокие (горн«чТ"' ’ "н “ „пением на обширном пространстве груб J'0™ отли' СоКв физического выветривания. Обломки им^ ’« « сочетания со следами пустынного загара. ПоверхнХ пустынь осложнена формами пустынной денуда™? ’аМ „истые пустыни безводны благодаря глубокому pacn^oX jCaM® ютовых вод и практически не осваиваются. пустыни занимают низкое гипсометрическое поло- ‘ Они характеризуются набором вышеописанных аккумуля- песчаных форм. При условии больших пространств откры- тйБЙЬесКов В них образуются поперечные барханы и барханные ТЬ1ХПразделенные котловинами выдувания. Последние в плане Це11й’ приобретают формы полумесяца, напоминая переверну- бархан (фульджи). Своеобразие форм одиночных барханов ТЬ1И как и котловин выдувания, связано с интенсивностью верти- ИД1°ного движения воздушных масс в сочетании с их горизонталь- ны перемещением. Песчаные пустыни характеризуются близким Н поверхности положением грунтовых вод и относительно быстро покрываются ксерофитной растительностью, при условии отсут- ствия хозяйственной деятельности человека. В районах размеще- ния артезианских бассейнов и богатых грунтовых вод песчаные пустыни осваивались человеком с древних веков. Однако наступа- ние песков нередко служило причиной его ухода с освоенных пус- тынных территорий и приводило к засыпанию песком городов и ирригационных сооружений. Глинистые пустыни занимают разные гипсометрические у ров ни. Высокие их варианты отличаются сухостью, так как урове грунтовых вод в них опущен глубоко (Красноведское плато, тюрт). На платообразной поверхности выделяются глуооКН сточные впадины, дно которых покрыто коркой соли- ₽°^рами> ниетаких впадин нередко связано с геоло ическ * япинипо- а также с карстовыми процессами. Склоны глубоких вп име_ Пшенные поверхности эродированы временными пот вЫсоких ^типичные черты бедленда. Характерной особенное отвесные •’инистых пустынь следует считать их обрывис оНИПолу '’Ну к соседним низинам или морям. В Средне ,е горы «звание чинков. Последние ограничивают СП***ими вершинами, так называемые аридно денуДЗ
Раздел 3 „„ турткули (Казахстан). Классич W ластоВЫеР^«:Гойгра«ичеНЙЬ1Х KPy™ У'ТУПаМИ^Я ме₽оМ сТУуГитьйлаТ0 представлены низ-.1енвыМвД МОгпиЯис"«епУСТЬ,ЯИр«°£ое время их поверхность пЗДфц^ ГТ“ щакъ^и- „„нами, образующими многоу,ОЛ№^ К"1ЧЙ^‘1ИЫМИ Триоды на поверхности такыр,,в.,,п^ ,пы ВО влажные пер * расположенными rpy^Jf WBfl вода которая вместе с Хамн^жИТИСТ°едельтырек(ТеДжен,Мургаб,ЗераВиодЙ пустыни - это ^Je территории для поливного земледздД представляютпустЫни особенно трудны ,.лЯос^ Глинисто-солончак растВорении солей вмвЛ дая, так как ПР"" легко поддающаяся дефляции. Гл-.,ЕЯП, бесструктурная порода, ны сравнительно неболыдЯ солончаковые пустын и ТЬ1НЬ) занимая плоек,- поп» участками среди глинистых ния поверхности. де Л1 П1 в в Л Е Е 1 htt р 7/w w w .twi г рх .com/user/4801363/
) — wqdie процессы и типы морских Берегов ЯаКаРй су1ПУ и море- В прнр°де ЭТО не линия Г ЛИНИей’р&3- береговая зона, в формировании котооойТН°СИ'Гельно ^Р°Кр несколько видов движения воды: волнения non^^101 также морские течения. В береговой зоне происходя? ^’разрушения (абразии), переноса и накопления (акку^Х в ^специфических прибрежных морских отложений “ л’новной силой, преобразующей берега, является волновая дея- .. НОСТЬ. Волны вызываются действием ветра на водную поверх- те ть Высота волн зависит от силы ветра и при сильных штормах Хигает 12-15 м. Расстояние между двумя гребнями или подош- ами составляет длину волны, которая во много раз превышает ее высоту. Волны образуют валы, где гребни (вершины) чередуются с подошвами (впадинами). В открытом море частицы воды движутся по круговым орбитам в вертикальной плоскости (вверх — вниз). На мелководье вблизи берега движение волн приобретает поступательный характер бла- годаря усилению трения о дно в основании волны и движению ее гребня по направлению ветра. И а глубине, равной высоте волны, асимметрия волны достигает критической точки, и верхняя ее часть обрушивается вперед, ударяясь о берег и образуя прибой. Данное явление носит характер всплеска волны вверх по берегово- му склону, после чего сила волны иссякает и она стекает вниз под действием силы гравитации. На глубоких участках в открытом море действие волн не достига- ет дна, а на мелководье волны служат активной силой, воздействую Щей на подводный береговой склон. В береговой зоне волновая дея тельность складывается из разрушения, переноса и накоплени _ МатеРиала. Интенсивность и направление данных процессов с как с параметрами волн, так и со стР°ениемо^еРеГ0В°И 3^»яження -ивно-отливные явления, обусловленные действием пр да. Уны и Солнца, также производят большую разрушите. прояаля- Отельную работу вблизи берегов. Особенно заметно
208.^— пооливах, устьях рек, размывая .--г—sss» мешают ее «а количество вещества в раствор,.,, „ ' “Z также “^^адывая его в мелководной зоне ме- шенном состо 1 Деятельность моря у крутых 6ЕрЕгов 14 разрушительная деятель^^^ Прибой у крутых берегов*^*4 УКР«ойразрушительной силой, достигая 30-35 т/м>. ц,**» огромной Разру ся берега, сложенные осадочными и т- (, ХХ—«—»«»—.....................» " Различаютабразию механическую, химическую и термИче), Первая проявляется в результате ударной силы прибойной воЛ8и И несомого ею крупного обломочного материала. При химической абразии разрушаются растворимые горные породы, выходящ,-, щ склоне. Термической абразии подвергаются берега, сложенные мертвым льдом и постоянно мерзлыми породами в условиях ни- вального климата. В образовании прибойной волны и перемещении рыхлого материа- ла немаловажное значение имеет рефракция волн. т. е. их способ- ность разворачиваться при приближении к берегу фронтом и обру- шиваться на берег под прямым углом. Данное явление объясняется отставанием периферической части прибойных волн, испытываю- щих трение о мелководье, от их фронтальной зоны. Ударяя о крутой берег, прибой выбивает на его склоне воллол- рибойную нишу с нависающим над ней выступом-козырьком (рис. 14.1). Постепенно нависшие породы обру шиваются, и берег снова приобретает характер абразш >нного обрыва, или клифа. Нс однократное проявление данного процесса приводит к отступанию кли аи образованию между урезом воды и береговым обрывом нием°вп^пЛРаЗИ°НН0Й террасы» получившей название бенча. С тече- морской меНИ повеРхность бенча покрывается маломощным с той задерживает^11 В ВИДе ПОЛ2СЫ пллжа. Намываемый материал# мов переноситсяаниЛЯЖеВ0И Полосе- а во время приливов и аккумулятивная *е Уровня воды, где формируется по совпадает с литопя ра<^а’ Ил^ подводная осыпь, которая леко вглубь cvittw ЛЬНои зон°й. Процесс абразии нр п суши, однако при поднятии уровня ок
гть достаточно далеко, яиляясь так 'ороМ денудации поверхности. М обРазом н п К * * Р„с. ,4.1. схема развития „ основные элементы абразионного беоега (ПО г И. Рычагову): I. II, III - этапы отступания берега- I - ,„3? Болноприбойная ниша; 3 - пляж; 4 - бенч; 5 - прислоненная подаодная z аккумулятивная терраса "вводная Интенсивность срезания и отступания берега иногда достигает не- скольких метров в год, сокращаясь в тех местах, где образуется ши- рокая пляжевая полоса, ограждающая берег от разрушения. Абразц- онныеберега обычно прямолинейны, слагающие их породы обнажены. Абразионные останцы в виде крупных утесов, остроугольных скал возвышаются над водой вблизи берегового обрыва. Таковы, напри- мер, берега Крымского полуострова в районе курортных населенных пунктов Алупка, Ялта, Гурзуф и далее вдоль берега к горе. Сложно построенные абразионные берега известны на севере и вос- токе Великобритании, особенно в Шотландии, где высокий берег за одну штормовую ночь отодвигается на 5-6 м. В течение ста лет средняя величина срезания берега здесь составила 2,75 м в год — самые высокие показатели абразионного процесса из зарегистри- рованных в мире. Разрушительная работа волн приводит в конеч- ном итоге к выравниванию линии берега. Если его первоначальное строение было извилистым, выравнивание происходит за счет ин- тенсивного разрушения выдающихся в море мысов и заполнения заливов рыхлыми наносами моря и впадающих рек. ^4.2. Деятельность моря у пологих Берегов ног Л°Мочнь111 материал, образованный а^Рази0Н‘ < |1„г>|' побе- ,Ыо’ з?.дРржпваясь на меР е, передвигается как вд
„„рндикулярно линии берега. Прибой,, „ „ежья, я “Ху берегу, подхватывает частицы обл,Гм^Ч I подходя к ХХсит их под прямым углом к берегу. материале И перен шается ЛИШь отчасти, так как движение облонЮ пологого берега резко падает. Высоки трению "Хы выбрасывать на прибрежный пляж Кро^- тые ВОЛНЫ СПОСО вернуть их обратно в море они не в * Пес' ка гальку и гравии, ни-ерУ^ дафференциация (сор^я. НИИ. в РезулЬ сти от крупности частиц. Пляжевая пп Ка) материала в за остается сухой, сложенной наиболее гр^ большую ча „ песок и глина залегают обычно ниже L?* XT покрывая поверхность подводной террасы. Я Каждая частица обломочного материала, кроме того, подХвать. ваегся прибойной волной неоднократно и вместе с передвижение к берегу и обратно (вперед-назад) приобретает движение, парад. лельное линии берега. Данное явление связано с тем, что к берегу прибой подходит под одним углом, а отступает под другим в на- правлении господствующих ветров. В результате возникают мед- ленно перемещающиеся «твердые потоки» вдоль берега. В таких местах пляжевая полоса значительно расширяется, а при наличии какого-либо препятствия происходит мощное накопление обло- мочного материала. Массовое перемещение наносов вдоль берега в одном направле- нии за длительный период называется потоком наносов, последний характеризуется мощностью, емкостью и насыщенностью. Мощ- ность потока — количество наносов, которое перемещается вдоль берега. Емкость количество наносов, которое волны способны перемещать. Если мощность равна емкости, то вся энергия волн прибоя затрачивается только на транспортировку — поток насы- щен, т. е. отношение мощности к емкости равно 1. Когда это отно- шение менее 1, поток не насыщен, в таком случае какая-то часть энергии волны затрачивается на разрушение. Если же емкость по- читpя^eHЬШe, ЧеМ поступление наносов (отношение больше 1), зна- aKKviwvnJ1 ЧаС^ матеРиала накапливается и образуются формы нести к акк^И" &КИМ °бразом, пологие морские берега следует от- нести к аккумулятивным. низкого берегаИр^бра^ены типы аккумулятивных форм рельефа Реговые и подволн^11 морской аккумуляции различают е преимущественно валЬ1 высотой несколько метров, сложение Береговой вал обпл еСЧанЬ1М и песчано-галечниковым маТериа^< образуется в тех случаях, когда прибойный
.с.М,ТипЫаК^ наносов вдоль края аккумуля ивнои фор ового питания; 3 - терраса, / - терраса донного питания; 2 - то же вдо двустороннего питания; заполняющая вогнутость; 4 — симметричнь ия. свободные: 6 — коса 5- асимметричный выступ одностороннего пит ’ питание); 8 - коса (одностороннее питание); 7 — стрелка (двуст бухты; Ю — пересыпь У ровного берега; замыкающие: 9 — пересыпь в межостровная перейма, всредней части бухты; 11 - перейма (то^боло), пИтание); М - петлевид- адмляющие: 13 - скобковидная коса (двустор двойная окаймЛЯ^Хий коса (одностороннее питание); /5 -- симмie' тивный остров воз Д1, отчлененные: 16 — береговой бар; 17 _ TLB созданные у У-Ть Д гз ри Разрыве тела косы; 18 - аккумулятивный о ’атий к вы купа 3 ^иагюв донных наносов; 19 - береговой бар, при
„ обратного и последний оставляет на намного силья 0 материала. шую часть перенос образом вал отличается кор<у, Ким Сформированнь ым * м£)рю> и длинным пологим, обра ’» тым склоном, обр> ш подводные песчаные гряды, или НЫМ к берегу-вдоль берега и возникают следую,^, ные еалЫ’ТеХдикулярные к берегу волны на глубинах ок» ,., g ° Той высоты разрушаются о мелководье (забуруниваются). В,х_. двоиноивысо Р влекомый материал, не доходя доб< ... ЗУЛ0н вТсвВою очередь служит стимулом для накопления последу, щих порций песка и формирования песчаной гряды. Значительными по высоте аккумулятивными формами являй,т. ся бары, косы, в состав которых кроме песка входят гальь а, об , ки раковин и более грубый материал. Берега, окаймленные барами, составляют до 10 / протяжен- ности береговой линии многих морей и участков океана. Бары и пес- чаные косы достигают 50-80 м в высоту и протягиваются на со- л километров, образуя асимметричные валы шириной до 10-20 с крутым склоном, обращенным к берегу. Бары формируются в местах распространения широкой при- брежной аккумулятивной террасы. Прибойная волна разбивае'г я об ее край и подходит к берегу ослабленной и лишенной обломоч- ного материала. В данных условиях формирующийся бар отделяет от моря мелководный округлый залив — лагуну, которая слабо со единяется с морем и развивается по типу полузамкнутого водоем о. Иногда лагуна вовсе отчленяется от моря, образуя солоноватое озе- ро. В таком случае косу принято называть пересыпью. Морские волны переваливают через бар и попадают в лагуну лишь в период сильного волнения, поэтому в лагуне преобладают континенталь- ные осадки, приносимые реками и временными потоками. Бары (косы) служат ветровым барьером для лагу н, где волновая деятель- проявляется слабо, поэтому создается благоприятный мик* песчяят.тТ П° Сравнеяию с морской акваторией. Распространенна тельнаявьтсл10ЖеНИИ« открЬ1ТОСТЬ «отру, дующему с моря, значи* SSSSE —« Из известимy их.- а ДЮн и бУгРистых песков. _ шую длину (200 км) имеХоса АХ М°₽СКИХ образований на Сивашскую лагуну ОТ А™= АРабатская Стрелка, отдел* СНОМ море вытянуты нпг. Ск°го моря. Крупные к ,сы в тянуты вдоль побережья Калининг К’ G’ Л и с 1 1 ]
к 1Я коса), Польши, ЧйтЖьГТуг^-—------------ /^^атспособствуетразмещению^^ Влат^ ' в- Вытянутые прерывистой цеп ?Мр&йонЛ ,"^«1 °™ оТ£ХКой В*Х аЦ1"-'- Гулянии, крупные, протяженность^ к ФорМа"«^РлаВдзд ^аНы в Австралийском и Мексиканс “'°т»и «иЛс.М“?СК°Й «к- <рвжье Великобритании, в Каспийск аЛИваа. на “нервом (коса Тендера) морях. Если вн (АгРахаве Т°',н&5’ >в, то между берегом и островом Неред^в берега \ где сила прибоя ослаблена м р ДКо в°зникЯо 10л°ЖеН -“Г^мболо (перейма). Ва£ „вад поверхностью моря несколько лини! Ил3°ВЫВать »°Д S димо, связано с отступанием моря, раешир*? 4en°4a*. WoТ „улятивнои террасы, а следовательно, меХ П°ДВ0®°й ак^' брежнойзоны. Образование кос и ^r/Hcno^o6eIB°fHOft Частиаппи- берега. Иногдалагуны заполняются континХ ВЬ'РаВниванию МИ осадками и превращаются в марши — я Ьвыми и морски рии, расположенные ниже уровня океана R чВолоче«ные террито. ШИ нередко осушены и освоены под сельско» аДН°Й ЕвР°пе мар- Процессы аккумуляции и абразии берет» Х°ЗДиство- деятельностью человека. Таким примеров,ВНередко обусловлены города Сочи. Сооружение мощного портового м*” СЛужить Район иоберегу создало искусственную полного а пвРпендикуляр- двигающимся вдоль берега и образующим “°РСКИМ Ваносам, nept А яг ” А А? Л а Чтобы восстановить полосу пляжа, были построены мощные вол- ноломы, служащие для защиты берега. Волноломы сов®в“ __ вприбрежной зоне многих стран, испытывающих разруши абразионную деятельность. Защитные свойства данных Д°Р^° Щих сооружений временные, поскольку мощные! гоРщирокое ют искусственные заграждения и абразия снова Распространение. • Типы морских берегов йЛаССИфНк т. е. На ^Ия МоРских берегов строится на генетическом и Изм°СН°Ве ИХ пР°исхожДения с учетом геологиче енения уровня Мирового океана.
214 структурам берега делятся на поп Поперечные берега образую дольные и не->—ьН ктур, расположенных под углОм • чин геолог*4^* арактерно значительное расчлец,, Для них, ««в “Резнем рельефа. Это обстоятельство СЦОСо званное РазнО°,’Хких бухт, удобных для сооружения образованию rw ь район Владивостока с бухтой Пример ОМ м о« в районе Севастопольской бухты, аÒ Ся часть Пиренейского полуострова с рядом глубоких. * 3“У“^Продольные берега отличаются монолитностью благ^ ^положению геологических структур вдоль береговой лищ£ Такие берега трудно доступны со стороны морями как прави;. высокие. Наиболее типичны они для ю . I Фики, , тго побережья Индостана,береговОхотского моря.Нейтральны, берега обычно низкие, сложены молодыми морскими осадками Характерны для севера Восточно-Европейской равнины и Запад, ной Сибири. С точки зрения колебания уровня океана выделяются берега п гружения (или наступания моря на сушу) и берега поднятия (т. е связанные с отступанием моря). Первые относятся к ингрессион ным и отличаются значительным расчленением по сравнению с бе- регами поднятия, обычно прямолинейными. По принятой в геоморфологии генетической классификации выделяются следующие типы берегов: фиордовые, шхерные, тер моабразионные в зонах древнего оледенения и вечной мерзлоты, риасовые, лиманные, далматинские, аральского типа, сбросов^ глыбового расчленения, лагунные, коралловые, вулканические. Характеристика первых трех типов берегов подробнее рассмотри на в главе 11. Следует добавить, что такие типы берегов относят- ся к продольным и выражают ингрессию моря, вызванную таяни- ем последнего ледника. Риасовые берега образуются в условиях поперечного расположи учйг™^УКТУР ПРИ затог1лении и превращении в заливы нижних Форму иВкт/аДаЮ1ЦИХ горных рек- Риасы имеют узкую извилистую СКЛ0НЫ- Характерны для юга и юге.-запада Коре*- Далматинский типе^° 'аПаЛЯ 11иРеиейского полуострова, жением геологических 'Тречается в Г0Рах с продольным поднятия уровня мо труктУР относительно берега. В у °чертаний вытянутыу разуютоя сложные систе мы при Деленных проливами змии 6ерега «^Ровов и полу вами, узкими продольными К*’ С Л ГД сс 3* я к р о
1 примером может едужить побережье да,,,, Хоре, южный остров Новой Земли Д Ции » Ад- берега являются результатом Ингрессии к. Р'^<овИЯх “рИб₽еЖН°Й раВНИНЫ- Возникающие приЯ^УСТЬЯ открываются эстуариями в сторону мор" в „°МУ3' <лйманы отделяются от моря песчаными косаМи и nneZ полузамкнута водоемы с особым Режимом и ставом пае. Типичный лиманныи берег распространен «’ле0еВЧеРнОГО МОрЯ *ОдеССа Саки ~ Евпатория). В отчлжен- моря лиманах накопились лечебные грязи, которые широ- Я'"'Пользуются в бальнеологических целях. Наиболее крупные “Хноморского бассейна впадают не в море, а в лиманы. К ним р гятся Днепр, Южный Буг, Днестр. Система лиманов сформи- \ сь в устье Дуная. Для улучшения судоходного качества та- р сооружают искусственные проходы или обводные каналы Тс аральского типа возникают при ингрессии моря в равнин- рельефе с типичным эоловым аккумулятивным холмистым Н°Мьефом. В плане такой берег напоминает рисунок шхерного типа, каК представлен бесчисленным количеством небольших остров- ков мелей и разделяющих их заливов и впадин, что затрудняет под- ход к берегу. В отличие от шхер островки не имеют закономерных очертаний и не относятся к числу унаследованных реликтовых лед- никовых форм. Берега сбросово-глыбового расчленения образованы в районах интенсивных тектонических движений. Ингрессия моря захваты- вает впадины типа грабенов, а многочисленные острова, мысы, возвышенности представлены участками горстов. Примером мо- гут служить берега Эгейского моря, особенно полуострова южной Греции. Лагунный берег формируется при наличии широкой полосы мел ководья в условиях медленного поднятия суши или отступания моря, при котором обнажается часть прибрежной аккумулятивной террасы и формируются песчаные валы и бары. Последние посте Пенно передвигаются вдоль берега, отчленяя от моря лагуны и вы Ревнивая таким образом береговую линию. Берег при этом оста пологим, аккумулятивным, созданным системой заполн ^росших лагун — маршей. „ мптенсив- ь^егавУЛканического типа представлены в района трои Нической деятельности: на острове Ява, б азИОнные ‘°Вах’ «а Камчатке и т. д. Чаще всего это высокие, абрази
---................................— ' П"Лс>ДиМ1« гЛогкеннЫе 3d' разнообразящие рисунок д». ^tae бухты 0 заЛ“бой заполненные морем крате ;У*МВ ГЛГпреДстаВЛЯ₽ портов (бухта Петропавловека-Кам”’*<* ' »00’в качестве пор оПИЧеских странах в строен? 4^?* УДВ экватори^ьнЫ имают морские организмы, гЛав« аКтивВое^аСХщие мадРепоровые кораллы и извес *«4 зоМ Р0Ф°обГпаллы строят наружный известковый скелет^ водоросли. К°РалЛ размножаются почкованием, прИч ’ *> крупными колон на отмерших, увеличивают ПлощЛ>> дые организмы,в Р жизнедеятельность кораллов orjZ, Й** “» 100 небольшими 1 у кпПаллы весьма требовательны к кие па? 6 “Хлоя” .X построек различают окаймляющие рифы, барь’ □вы атоллы. Окаймляющие рифы - примыкающие к берег, стройет, сложенные коралловыми известняками, которые рад до поверхности воды. Мощность их обычно составляет 25-60 «. Поверхность подводной террасы в таких случаях покрыта кора, ловым песком и обломками. Такие же отложения образуют пляж- ную зону уровня моря. Барьерные рифы представлены коралловыми постройками, вы- тянутыми вдоль берега на расстоянии от него от нескольких десят- ков до сотен метров. Длина достигает многих километров, а Боль- шой Барьерный риф вдоль северо-восточного берега Австралии тянется на 2,4 тыс. км. Многие острова и их группы в Океаны окружены барьерными рифами, которые покрывают поверхность и склоны подводной аккумулятивной террасы. При условии г гружения суши мощность коралловых известняков может соста- вить сотни метров. Достигнув поверхности воды, кораллы прекра- щают жизнедеятельность. На поверхности отмерших организмов скапливается песок, обломки кораллов, раковины, продукты раз- рушения водны хи наземных растений и образуется низкая полоса ный nwT и* Ф°РмиРУется маломощная почва. Такой барьер ми, образ¥яСлгПбН1“ОЛаСеЛЯеТСЯ птицами> насекомыми, растения- от разрушения° в^ И°ЦеН03* БаРьерные рифы защищают берега содержания. * агУнах возникают особые биоценозы богатой мы — атоллы. Они^ KOpajIJIOBbIe постройки кольцевидной Ф°Р сколько метров, а в пр ЛИП°ДНЯТЫ Над поверхностью воды * Ц НТре Расп°ложена круглая лагуна, соеДИв^
гцМ проливом с океанам. Ч д ИЗ барьерных рифов, окРУяГа₽’*в еЧит М „ /часто вулканические) острова «е6оЛьщ™ и, «^“жение, кораллы успевают дораста »Улкан и,..п^Кеаки- <йЯл очертание подножия вулканическ ПоверХности ^утренняя лагуна сохраняется, так каТк°п К°Нуса- Вп^Г' ' '’чистую, насыщенную кислородом В0Ду X РЭЛЛЫ’ предпоч «Страя*ться Не В ЦеНТР Лагуны’ з по пеХ ^«ОДю Л’ 5дК0стРаДаеТ °Т тР°пичесКих ураганов спо^Т”- Их Гирода * полностью уничтожить все живое на В Кор°ткий Необходимо отметить, что при всем разной уделяющих особенности берегов, важным yc“ фактор°в, ^статические колебания уровня Мирового оЛ» ЯВляются Берега океанов и многих внутренних морей о ' митеррасами, древними клифами или аккуме СЛ°Жнены морски- ми, расположенными на высоте до несколькоЛЯТИВНЬ1МИ Форма- яадсовременным уровнем моря. Площадки м Десятков метров вегствуютболее высокому положению уровня °₽СКИХ террас соот- теризует его понижение под влиянием тектонич РЯ’** УСТУП харак’ тических причин. В отличие от печных еских или Клима- большую высоту уступа. Они образуются в ко Рра 1 имеют коренные террасы, в морских рыхлых отложениях^ П°Р°дах ~ тивные террасы, а также в породах, ЛИШь свер перекоа^УЛЯ- скими отложениями- цокольные террасы У реКрытых м°р- №образ₽еДСТаВЛЯЮТ С°б0Й ДРеВНИе прибРежнь7е°аккуИмпНятив- УстУпа (клифа Ги’ Д°ННЫе террасы выражены в виде абразионного СГФа) осушенного участка подводной части склона, лебания уоовнРСКИ Те₽рпс важны»"1 метод для определения ко- атакжени М°РЯ’ совр,’м,'""ых вертикальных движений ®анием V., НИХ отрезков Ручных террас, которые следуют за опу "“’Уровня океана. http://www.twirpx.com/user/4801363/
Особенности экзогенных пв ’ ш горных странах и равнинных бл^е ..... и 15.1" Особенности экзогенных процессов в горных странах М Горы образуются в геосинклинальных областях, которые цр гиваются на тысячи километров. Их рельеф во многом обусдод? новейшими тектоническими движениями. Горные страны МгЛбВ проявления ряда рельефообразующих процессов, которые на и вых этапах горообразования действуют как факторы расчленеци₽ азатем способствуют общей денудации (планации). Верхние чает! высоких гор располагаются в относительно разреженных сл атмосферы и (по сравнению с равнинами) получают повышев» количество солнечной радиации на этих же широтах, что о 1I1 ливает интенсивное дневное нагревание и ночное охлаждение об- наженных горных пород. Значительные суточные амплитуд^.^ ператур усиливают проявление физического выветривания ши участии морозных (нивальных) процессов и геоморфологически явлений, свойственных субарктической зоне (рис. 15 1) и I I 1 1
-обе. -----® пе распространение крутых п очввь к ,[!'₽ быстрому выносу к подножию и в доли, ^Т"”’о®с°о- ^У1"1 Создающего пролювиальные шлейфы ““ об®«очаого СсР^Сноса, КУРУМЫ- Удаление продуктов “^«“«моря, '’>Ь’СЛаГОДаРя непосредственному действию сиХ™ИЯПро- оактер медленного сползания, осыпания в, ТЯЖести Г^идеения типа камнепадов, обвалов в зависйМо^тбыст- < Уклонов, состава горных пород и интенсивности солС™ >ЛиаИИИ- важнейшим фактором, обусловливающих И Содуктов выветривания, являются дождевые и талые воХ «,,е .аюшяе на границу обломочных и скальных пород, в Йе- прО110яте движения рыхлых продуктов верхние части склонов зуЛЬ1аЮТСЯ, процессы выветривания распространяются на боль- обЙ дубину- Передвижение обломочного материала в горах со- шу1° Гется и С помощью селевых потоков, образующих глубокие Bepiiia ы и обширные конусы выноса. СУ^важнейшим факторам рельефообразования в горных странах Вится деятельность рек. Реки характеризуются большими укло- °ТВ° и быстрым течением, что во много раз увеличивает их живую ** способность производить работу. Деятельность рек прояв- СЙЛ^ся главным образом в глубинной эрозии, которая возрастает ЛЯ условии эпейрогенического поднятия гор или понижения ба- зиса эрозии. Глубокие долины с невыработанным профилем равно- весия служат основной причиной эрозионного расчленения горных стран. Склоны продольных речных долин нередко осложнены структурными террасами, а сквозные участки отличаются невыра- ботанным поперечным профилем, типичным для ущелий. Горные системы служат местом формирования ледников, дея- тельность которых проявляется в процессах эрозии, денудации, аккумуляции. В эпоху оледенения верхние части гор преобразу ютсяпод влиянием ледниковой экзарации, а скопление характер ных ледниковых форм — цирков, каров, трогов придает гора специфический облик альпийских систем с острыми вершинам , обнаженными карлингами, глубокими впадинами цирков (рис. 15 2) Геоморфологическая деятельность горных ледНИ^ ь1хПуНк- Также с лавинами. Для горных дорог, перевалов, насе ь, а иХ и°в’ альпинистов лавины представляют большую ° KOj швин- 3УЧение и прогноз возникновения предмет спе ® j Нои службы.
Уже отмечалось значение в качестве рельефообразующего фак тора подземных вод, особенно в карстующихся породах. Наиболее интенсивно карстовые процессы в горах проявляются ниже снего вой линии при сравнительно небольших уклонах. Возникает сис тема подземных пустот, шахт, колодцев, иногда пещер. Научает ках выклинивания подземных вод образуются многочисленные источники, нередко с высокой и разнообразной минерализацие воды. В формировании рельефа гор значительную роль играют оз]? Наиболее крупные и глубокие занимают котловины тектоньче го происхождения (оз. Женевское в Альпах). Широко распре'
I ~~ а 1Сотловинами карстового ти„ --'-----Si „с"1 °\ьиыми глубинами и резкими кп?5 Кот»РЫе от, <яйИмаю«ие впадины древних Ци^«ИяМи Ур0^’“«=« («<-Р“\поЧки водоемов округлых очертан' ? И Ка₽»в. ча! °ды- < “сложение снеговой линии. Для гор Л’^^ИРУЮЩ^8’ котловины подпрудных озер. Они обра ?Тран ха₽Хпн?‘ Обвалов, когда в долину горной реки сбР^У,отс« после г^етво обломочного Материала, сЛУ№я, °РасЫвается от? *ss: „ о..„.. Ски« качеС™°М ВОДЬ1- бЬ1ЧНо сличаются ’^лого-геоморфологические особенности гоп„ яИх речных долин позволяют создавать крупны?'* СТран и Г°Р- "сдпрудные водоемы для хозяйственных нужд искУ«твенные 15.2. Горизонтальное и вертикольно₽ расчленение гор Большие колебания относительных высот в расчленения поверхности в значительной степей0^’ ХарактеР яравленность тектонических процессов. Это вып И °Тражают на* ценности горных хребтов с горстами, а межгорных^™* В С°ПрЯ’ бенами. В молодых складчатых горах хоебты UQ падин — сгра- простираниюантиклинариев. Однако вторичныйрХТго^То' зданныи с участием процессов эрозии, в условиях эпейрогений' кого поднятия приобретает еще более сложные очертания по сХ нению с первичным. В этом случае возможна инверсия когда хребты представлены синклинариями. В результате образуется руктурно-эрозионныи горный рельеф, созданный взаимодейс- твием эндогенных и экзогенных процессов горными ппНИеМ ве₽тикал'>иого расчленения речными долинами, разделяю АаМИ’ персв‘,лам’1- седловинами горные системы Иадаю ТСЯ НЭ отдельиь1е массивы, границы которых нередко со- тУРами <^1Иниями Разломов, различными геологическими струк- Бернские дПример’ в Альпийской горной системе выделяются 3УльтатИ6 ЬПЬ1’ ^Ран"Парадизо, СенТотардский массив. В ре- »^ГИКаЛЬН0ГО^ членения образуются также межгорные fibi* осад ° М°ЩНОЙ толЩеи озерных, аллювиальных, пролювиаль- В Конеч°В (НапримеР’ Ферганская долина). и rJeneftH°M Счете г°Рная система слагается из системы хре >н в ’ Разделенных продольными речными долинами. Греб
хребтов расчленяются перевальщ lv линиигор«“* вершины или их группы. Раед0.“И'Х. винами на °™С^НИИ, такие вершины и гребни прИобр₽ вьпие снеговой.ли , лежащие ниже снеговой лИВИ!Лт«И чатые о®Рта,НиИиЯстановятся более округлыми, с куполОо6ра, Ч. несседенудан® сительнь1е превышения на них УМе«Ьщ'?Ч очертаниями. v значительных абсолютных высот JT,-« даже при “^„вертикального расчленения служат Показател создают наиболее доступные места в ” -ГЖЕЙ-- •’*- Гор“ np““""”2: “"®"кие, относительно плоские понижения, прерЫва10 Хые хребты с небольшими высотами. Они имеют тектонич^, происхождение со следами молодой речной деятельности. ПриМера. «могутслужить «Ворота Тамерлана» в Памиро-Алае, «Джунгар. ские Ворота» в Джунгарском Алатау, служившие путями миграции народов Азии. По характеру продольного (в направлении подступа к перева- лу) и поперечного (вдоль оси хребта) профиля перевалы могут быть острыми, узкими и пологими, широкими. Продольный про- филь, кроме того, может быть симметричным, асимметричным и ступенчатым. По происхождению выделяют перевалы первич- но-тектонические, возникающие в согласии со структурным пла- ном горной страны, эрозионные (долинные), созданные интен- сивной регрессивной эрозией и боковым перехватом. Причиной образования перевалов может быть деятельность ледника при разрушении задних стенок цирков, растущих один навстречу другому. И. С. Щукин выделяет пять типов горизонтального расчленения гор: 1) радиальное, или лучеобразное. В этом случае горные хребты расходятся от одного высоко приподнятого горного массива, обра- зуя водоразделы междуречными долинами. Горы такого типа ан енгри и Пик Победы в Тянь-Шане, Гарц в горах герцинской Европы) трудно доступны во всех направлениях; когн^ИСТ°е (попеРечное) Расчленение встречается в тех случаях, хребты. Пос пр °Г0 Хребта в ст°Роны расходятся короткие высокие ных долин обосУ?Щее эР°зионное расчленение, образование сквоз Постепенно главт/1467 °Т главн°й Цепи короткие боковые строг- альным расчленение Х/Ребет Распадается на массивы с почти раД’ такого типа также (например, Высокий Тауэрн в Альпах). РУДно Доступны для прохождения;
экзогенных процессов в горных странах , . расчленение (горная решетка) косит характере- .ыс’"18 пЯнейнорасположенныхгорныхх11е5тоВира.1я,.!,пк,. Д°лин- Они сое«ин„яются короткими нопереч- ПРоД°^ созданными системой поперечных долин. Такие Ш'ДотР°га,’ сравнительно легко проходимы в направлении Z сИсТеИ“пей и трудно доступны в перпендикулярном на- ffP тИРаИЙыиимером могут служить Южный Урал, юг Аппала- <,^влеВЙЙ' Тянь-Шань; npf рост°чН едставляет тип расчленения горных хребтов в виде ^₽11ргаЯ0Я ПРих ОТ магистрального хребта в одном направлении 4 еЙ, отХОДя^ иболее типичную виргацию образуют хребты Па- веТ15оОбразН°-На блюдается неоднократное ветвление цепей. От Ал- вееро-ддая, где на^ запад отходят три цепи: Туркестанский, Зерав- ^вог°?гшсарский хребты. Далее на запад Туркестанский ,паНсК"Й’ ,.г,ты Мальгузар и Нуратау; .„„цтсянахР'so™ счленение имеют горы, в которых хребты й 5) кулисооб1’ “ относительно другого наподобие театральных оаСпоЛ0’венЫ °" этом отношении система хребтов Западного За- кулис- Типична в з бта в сторону Черного моря отходят кавказья, Кодорский, Сванецкий, Лечхумский,Ра- Гагринский, чинский хребты. 15.3. Классификация гор При изучении горных систем в первую очередь обращается вни- мание на их высоту и внешний облик, поэтому издавна было при- нято деление гор на высокие, средневысотные (средние) и низкие (низкогорные). Однако количественно абсолютные высоты, служа- щие границами каждого типа, не были установлены, и указанное разделение гор приобрело морфологический смысл. Высокие горы, называемые часто альпийскими, характеризуют сяглубоким эрозионным расчленением и деятельностью ледников. Они отличаются сложным строением поперечного профиля, вы званным мощным плейстоценовым оледенением. Интенсивное ни Вальное выветривание, экзарация выше снеговой лини! прид горам данного типа разнообразные очертания вершин в виде ОСТРЫХ гребней, разделяющих их кар Ые заполнены льдом. Ниже снеговой линии рг 1€ ГЛубокие отвесные долины, троги, висячие лед Помненные водопадами, ригелями, бараньими лбами
„иХ средневысотные горы имеют округ л В отличие от них ^^хности> небольшие колеваНи„ "*<Я плоские вершинны обломочной коры выветривания, моЯные покровы нт ви встречаются как эрозиоань речные долины. Р физическим выветриванием выХоды°^ дИы; пород широкие нагорные террасы на склонах явля^ "еснеговой линиХ носят черты альпийских. Ни*, приобретают среднегорный характер. Морфологическое Зйач£ имеет также граница распространения лесной раститеЛЬ110£ оказывающей защитное действие против эрозии и выветриВй„и", Следует учитывать, что положение снеговой и лесной границ ь рах — функция климата, поэтому в ряде случаев горы с небовьцщ. ми абсолютными высотами, но низким положением снеговой ли- нии имеют альпийские морфологические черты. Высокие горцод системы, но с небольшим оледенением, обладают чертами средр^.. высотных гор (Восточный Памир). Современная классификация гор построена на генетическом принципе. По происхождению горы делятся на тектонические эрозионные, вулканические (аккумулятивные). Такое деление также в значительной степени условно, поскольку образование вулканических и эрозионных гор связано с проявлением тектони- ческих процессов и эпейрогеническими движениями. Тектонические горы образуются пликативными и дизъюнктив- ными горообразовательными движениями. В зависимости от ха- рактера тектонических дислокаций выделяются складчатые и сбро- совые (или глыбовые) горы. В строении первых преобладающее значение имеют различного вида складки, образованные в ороген- ную стадию развития геосинклиналей в пластичных, способных сминаться в складки горных породах. екпяп “ горньге сооРУЖения, включающие различного вида П1УйчатьтрПиЯМЬ^е,г)ПРОКИНУТЬ1е’ сУнЛУ'1Ные. изоклинальные, не- осложненные об’ ° ра3ующие Явления (виргации), окучивания, осложненные сбросами еппт,о».. чато-сбросовым горам Такие ™ Надаигамн- относятся к скМГ ным геологическим строение У отлпчаются особенно слоЖ- трузий,проявлениемтрещинноСгоКвЛЮЧеНИЯМИ магматичеС*“ можно привести Западные Аль™ У™аНИЗМа- В качестве пример случаях весь горный Ьпы’ Кавказ, Апеннины. В ДРУ1* складки составляют сочетади^™6™ осаД°чны«и п°Р°**Д антиклинориев и сив
I °c~ ire 'о- e л представлен таким же паамл i/lt’/,/ jhH- Примером простых скл ’ЦепИом х _ ;^^;,(-ко-№«й«арскаяюРа> Центх-ь1х и ч ^' Аппалачи)- Р ЛЬяь'й к!,„ ,'’, ут ”луя( ’Р ‘1tg ^более сЛОЛ<нь1 построению (нонепом 1'ЗДг' Кам£? ^покровного типа: Швейцарские I? МоРФоЛо ^опидывш^адии- Такие ropb^D"bI’ ДибРар ^ЛаДчать,е ^«ими складками, надвинутыми на Л,ДставлеНЬ1.а Кааказс '^пепороды. Они получили название Я°ГИе кИлоМет“?ВТс,:и«и ^ыявей- Нередко надвинутые порол,, Щуйчатых Вя На 6°л'т ^випми, но и твердыми по срав°₽„ °Казь,ва>отс*"^вИли s>a« процессов денудации они обра3у " "‘"‘'^Щими В"° Готические, останцы разнообрази, ,А У остРовиы7 " Вре' ’ Сбросовые (глыбовые) горы создают '’Вртаиий- ассивы, активными дислокациями при вторич ™ВВНЬ™ ОбР«зо« дИзъ еаниянадревнеи пецеплеиизированной пов ' Р°ВДССе ro₽-W скяадчато-глыбовыми или столоВо-глыбоГым"°ГГ Он” бывХ рЯВШИИ пластичность участок террИТОрии°ВВ,ми- Жесткий, по£ бы, которые смещаются одна относительн Ламывается На г Вом и вертикальном направлениях Поли ДРУГОЙ в гоРизовтю1Ь образуют горные массивы (Гарц, Вогезы Ш™6 горстовые глыбы ский хребет), а опущенные грабены — ме ВарцвальД. Баргузин- лииырек Рейн, Баргузин). По трещинам *™РНЬ1е Депрессии (дп- сямагматические породы, формируются бзт °МаМ поднн”ают- Последующее воздействие экзогеншix nD Литы и лакколиты членению глыбовых структур, прспарипов жию ПР"ВОДИТ к Рас- интрузивов. Новый сложно ПОСТ юец ,Х; UHKVarMaT"4eCKHX шнесхож с молодыми складчатыми г пам„ п Ко-'>плеКс вне- гоивэтом случае служат высокогорньщ „„ПГОТЛИЧИ™ЬНОЙ чер остатки древнего пенеплена По,/ плоские поверхности - Алтай(эпиплатформенные горы) Р°М ЯИЛЯК,ТСЯ Тянь-Шань. в₽ео=Хреп=”а Г°РН,Ле - “™1 "о™ не- «кие этнические группы' В* ' °"С. '",BU ра;,деленик> народов на Вхозяиственну1 » Вместе с тем, горы издавна включаются ^бенностей ° ^ьноеть в зависимости от их климатических ^чых. jj()м ’ Ве^тикаль11ой зональности, наличия полезных иско- Аме °ГИх стРана* Южной и Юго-Восточной Азии, а также ?^^лие. В Пи нижние части склонов гор освоены подте?р<«< '»кое н^ни. Вьетнаме, например, многие сельскохозяВс* - Ры издавна произрастают на почвах, прииеоеяяых
«усственныё террасы: в зоне альпийских лупН1 на горные искусств ДО1 во> вы< о г, .г. .р н ы., часГОслу.,£*Ч развито па('^ Щ^рКОГО спорта, альпинизма и т. д. том рекреации, Р 15 4 Особенности геоморфологических процессов равнинных областей Равнины представлены обширными ровными пространен С малыми относительными превышениями поверхности. 0^ равнина имеет уклон в одну сторону, в которую текут основу пеки Встречаются равнины с вогнутой или выпуклой нов, рх тью В зависимости от абсолютных высот равнины Делятся на низ- менности (низины) до высоты 200 м над уровнем моря, возвышен- ности — до 500 м и плоскогорья — выше 500 м. Низинные равнины являются областями аккумуляции рыхлза отложений разного происхождения: элювиального, речного, озер* ного, водно-ледникового, а вблизи гор пролювиального, делюви- ального. Рыхлые продукты не успевают удаляться, скапливаются неровных поверхностях и формируют мощную кору выветри вал из, нивелирующую поверхность коренных пород и укрывающую струк- турные черты рельефа Возвышенные равнины отличаются не только процессами акку- муляции, но и эрозии. Последняя активно проявляется вблизи речных долин значительной глубины. В условиях длительного по- нижения базиса эрозии речная сеть способна глубоко расчленить поверхность плато, придав ему облик эрозионных гор, образован' ных в недислоцированных породах. Классическим примером мо- жет служить плато Колорадо. Глубокий врез р. Колорадо и ее при- токов результат сводового поднятия территории, сложенной мм личнь1ми’но гоРизонтально залегающими осадочными порода* зия поп*™ ВЬП ЛЯД^Т СРеДпесибирское п.юскогорье: глубиннаяэро* ........................................—- 15.5. Генетические типы равнин Равнина (от анг. plain) — y4aeTnv , Ризующийся незначительна токземн°и поверхности. хар« ГОТ, малыми уклона и Э и колебаниями относит н 14 Шее ее внешние чеоты г 1° ПОНятие морфологическое, оП** черты. С Данной точки .(рения 1ичают рм
'3 * Мес- ствами Обычно ковные Ьхнос- ка низ- кштен- Гхлых озер- 1ЮВИ- 1ЮТСЯ шия, грук- кку- 1ИЗИ э по- шть ван- мо- [ри- ной >да- ро- ?ид те- ы- ю iJC чиэкзосеннь.х, соввгорн^ -- „6Р."5НЫМИ УКЛ°НаМИ>- ВОГНуТЬ;е ------Л? “ „ческому признаку равнины в з»в„ °ЛнистЫе г„ П^Гпроявления геоморфологических от щ *“"*»>>'• Z* оВ. К перВОМУ относятся осыпные, иЛТ'*'’'1 ДелЯТся°*' !><"«, включающие первичные (или морс” *КУМул«X <^ьВЬ№)' водно’ледниковью (аандроРвь^е)> ^ювиал^ Оо«ые’ вулканические. Во второй тип в’ е₽НЬ,е- «open ^лаииониые (пенеплены) и абразионные рав *°ДЯТ остаточные ДСвичные (или морские) равнины образуются 2еиия уровня моря и обнажения его мелководной ₽езультате по- " Хиеравнины относительно молодого возраста р °HbL Это низ- ^отношении они чаще всего представлены онуи,₽„ГеОТектоничес- Фундамент которых скрыт под мощными Т™” Частями „да. Рельеф морских равнин однообразен со ™ рскимиосад- ку сторону. В зависимости от возраста и Клима™ „ Наклон°м жения могут быть покрыты более молодыми маломои, РСКИе Отл°- ми, эоловыми, аллювиальными осадками. Что ка Ц ‘МИ 03еРны- догических процессов, то они выражены аккумулжгГ ~ ГеоморФ°- эрозиейрек, создающих широкие террасированною И " 6оковой кими заболоченными поймами. В сухом климате Д°ЛИНЫ с плос песчаных пород образуются дюны. В рисунке гидросети «™ЧИИ проступают структурные особенности данного участка ° В нивальном климате плоская поверхность равнин типичными формами структурных грунтов(бугпистыми^₽аЗИТСЯ Классическим примером первичных равнин может7 Прикаспийская низменность - недавДсв”^ ная ™ "ерная часть Каспия. Ровная или песчано-бугристая поверх почкамисоленыхРоЗИТСЯ "еГЛуб°КИМИ "^юкими долинами с це- ваяравнина севе п₽> ” ” При®режпои '|0|1,‘ ~ лиманами. Низмен- недавно освобп РЯ °СТОЧНО ЕвРОпейской равнины сравнительно вичным ппим^“?.Я?Ь 0Т бореальпой трансгрессии и является ти- 0северной чаМеР°М М0^)СКС)11 низменноети. То же можно сказать flaBHeroocB4fiCTH ^ападпо Сибирской равнины, где признаком не- зУЮщнр vor Ждения из-под уровня моря служат устья рек, обра- ,МормИееЭСТУаРИИ~Губы- ‘1й^Иеся вс еННые Равнины — выровненные поверхности, образо- ' ";них По Ледствие Длительного накопления толщ рыхлых оса ^’'йскцй с' Полностью скрывающих докембрийский и эпипа- Кладчатый фундамент. Многие из них приурочены
тМ областям прогибания (синеклизам) п к совремев«““ яТ0 называть плитами (ВоСТоч участки платфор 3апаДНО-Сибирская, Амазонская, в* скаЯ\ТвРзаНвисИмо<=™ от происхождения рыхлых отл0^Ч НИНЫ). В . да несколько типов. , подразделяю ины формируются в результате ре„ Аллювиал слагаются слоистыми аллювиальными от,, ТГиизовьях рек По, Ганг, Дунай и др. мощность аллк>Ва^ Мигает сотен метров. Значительная толща речных отл^ дадости ьт, а также долин, расположенных в зор ЭД xss--с "•>»«; павнины представлены многочисленными руслами, пойма,,£ расами крупных и мелких рек. Они отличаются выработ« продольным профилем, тенденцией деления на рукава, меавД* рованием, образованием многочисленных стариц. Наиболее ,11(< кой поверхностью характеризуются дельты. На начально, -,w они возникают как подводные конусы выноса аллювия в низовьях рек, затем растут вдоль и вверх, удлиняя таким образом реки. Дельты нередко заполняют морские заливы. Так возникли флювиальные равнины Кубани, Рионская, Куро-Араксинсккя. Месопотамская. В тропических странах сильно заболоченные дель- ты являются очагами тяжелых заболеваний малярией, тропичес- кой лихорадкой. Вместе с тем многие аллювиальные низины особенно преобразованные мелиоративными мероприятиями, из- вестны в качестве центров древней земледельческой культуры: долина и дельта Нила, Месопотамская, Бенгальская, Ломбардская низменности. Аллювиальные равнины отличаются своеобразными микрофо? мами, которые представлены русловыми валами, увенчанными дюнами, впадинами, занятыми старицами и протоками, болот л ми кочками, торфяными буграми и т. д. На высоких сухих надпой- менных террасах со степным типом почвенно-растительного поп] б встречаются неглУб°киесуффозионные понижения — «степные указямн J Й На склонах эРозионные промоины и рытвины. КроЛ ром MorvTr вллювиальиь1х низин, лежащих вблизи моря, npi’7- ные в услов “ Внутриконтинентальные равнины, образован вия. С определенньшНИЧеСКОГ° погружения и накопления ал^ созданная Дунаем Цент°ГОВОРКаМИ ЭТ° Венгерская низмеЯЯв майская низменность ЧаСТЬ ПРипятского ПолесьЯ’ ТР Западно-Сибирской равнины-
яеДНяКОВЬ1Р’ ИЛИ зандровые’ а№гпг, 0«<Sx равнин, они сложены песча^0™^ .^>счано-глинистыми осадка:л„. к””’ ',. ” <Гот края ледников в период таяи вд 'Р нава|1.пива. речные долины, их пересекающие> 0 ^"о^ь равнп1, Л»,,С-шириной’ а в местах скопления более гг>ГГ" " я зва'1»- ’«-’<ИсяИ приобретают черты ^выработанных^ , Из г сложений Ф°РМ на водно-ледниковых равнина’ Ф’че ,„ные параболические дюны, термокарсто * ° 1 ;ги' <а занятые озерами или заполненные слоистыми СХми родном климате - формы медальонной, буГристой> ’Сндрьь Примерами флювиогляциальных равни„ М0Г77™,' ^значительные участки Полесий Восточно-Европеис, ой рав- _ Белорусское, Мещерское, Смоленское, Верхне-Волжское 011Я альноберезинская равнина. предгорной разновидностью зандров являются наклонные раз- у представленные слившимися конусами флювиогляциаль- потоков горных ледников. Гакова Мюнхенская равнина у се- верных подножий Альп, рикубанская, Чеченская — у подошв i Большого Кавказа. Озерные равнины являются днищем древних озер, спущенных реками или заполненных осадками. Отличительные черты — вогну- тая форма, сложный характер отложений, представленных песка- ми, опесчаненными и ленточными шоколадными глинами. Кромс- речных долин для озерных равнин характерны плоские и выпуклые болотные массивы, по окраинам древнего озера распространены аб- разионные уступы, береговые валы, террасы, свидетельств) ющш околебаниях уровня водоема. Чаще всего озернь е равнины«. вяздш с временным подпруживанием талых ледниковых вод моренными возвышенностями. Известна в этом отношении равнина сиса в Северной Америке, Полоцкая низменная равнина на с ре Беларуси, Ильменская низина на северо-запа Ьосточн скои равнины Моренные равнины относятся к о' носию ьно выс вн0~ м0. -Рны для областей древнего оледенения. Отложен ^рщениеМ. ^^•выстилающиеравнины, отличаютсянеровн^ дЯехолмис' плоские участки перемежаются с мел^к/ ь Поверхность Воженными мореной и камовыми пе~ торфяны*11 ^разиТся также ко г левинами ледниковых озер
ины также сравнительно высокие, с 10 Лессовые Р^»1ЫМИ лессами и лессовИдНЫМи более или менее древнИе породы и стРукту которые укР^а склоны таких равнин расчленены г^Ч руя поверхност овражно-балочными системами, а? к;Ч речными дол»I суффозионными западинами. поверхность п н ны в Китае. в степной 30не ВосТочНоСЧ равнины раепУ предгорьях герцинских сооружений сг?Вр'г „ейской равн и ^тенсивно используются в сельском хоз^'' ^Вулканические плато в древние эпохи жизни Земли возни^ „ри площадном типе вулканических извержении, когда значив ныё пространства заливались жидкой лавой основного типа ®ые Эффузии) и погребали под собой более древние, разнообразнь,, ПО составу породы. В геоморфологическом понятии это высокиецт1а. тообразные, иногда полого-выпуклые поверхности с глубокими реч- ными долинами, фиксирующими особенности лавовых структур. Эрозионные врезы нередко приспособлены к трещинам, которые формируются при остывании лавы. В результате длительной дену- дации рельеф вулканических равнин разнообразится останцами денудации и эрозии, поверхность покрывается специфической ко рой выветривания. Примерами высоких равнин могут служить Ко- лумбийское лавовое плато, северо-западная часть Декана. Абразионные равнины, созданные деятельностью моря в при- брежной зоне, как правило, представляют сравнительно узкие бе- реговые полосы, ширина которых увеличивается при опускании суши. Однако в этом случае абразионная поверхность постепенно покрывается рыхлыми морскими отложениями и оказывается погребенной под ними. Денудационные предельные равнины (плато) формируются в ре- зультате длительного воздействия процессов денудации на древ- нюю горную страну (рис. 15.3) или продолжифСЯ В СТадии нисх°Дящего развития горной страны покоя.. Отличив” СОСТОЯНИЯ относительного тектонического жение над уровнемНаЯ ЧерТа пРеДельных равнин — высокое поло- особенно при втопитХ°РЯ П°5Равнению с низменными равнинаМЙ’ плато волнистая на н°^ Э^е^рогеническ°м поднятии. Поверхност ся остаточными тектони ° Ширные Ровные пространства сменя«я ными Дислоцировяки1^ЧеСКИМИ Поднятиями’ сложенными корр РованныМи породами (ландшафт островных
Рис 1!'3 Блок диаграмма развития ступенчатой денудационной равнины (по И С Щукину^ I «дорые режутся поверхностью денудации. Коренные породы часто* I докрыты мощной плювиальной корой выветривания. Пологие но* кижения плато в условиях гумидиого климата могут заполняться водными озерами или о. ер> ь ми осадками. Ручные Д'ЮНЪ| носят черты выработанных, но при вторичном поднятии проявляв глубинную эрозию. Предо !»НЫе равнины ШИ] ОЬ 3 ра<’ПрОСТрМЛМ вценз ре Африки, в Казах* ти • . Тиб<*те. http://www.twirpx.com/user/4801363/
БИОГЕННЬ.Й и техногенный морф^ «1 16.1. Биогенное рЕЛЬЕфообразование W В геологической истории Земли чрезвычайно велика Рол генного морфогенеза, образующегося в результате сложного * ’ готического и вещественного обмена. Микроорганизмы, компонентами литосферы, во многом определяют содержу свойства и строение грунтов. Обитая в почвах и горных пород^ они могут находиться в разнообразных природных условиях — На глубинах более 2000 м, при отрицательных температурах Антарк- тиды, в кипящих растворах гейзеров. Их количество достигает миллионов экземпляров в 1 г грунта на глуоине до 20 м. Микроор- ганизмы способны уменьшать или увеличивать прочность грургн^ Заполняя пористые образования продуктами своей жизнедеятедь- ности, они повышают прочность пород и уменьшают их водопрони- цаемость. В болотных массивах образуются ожелезненные прослои песчаников. Биогенная составляющая является ведущим фактором образова- ния многих полезных ископаемых, влияет на процессы почвообра- зования. Практически рельеф Земли создан при непосредственном участии биотического фактора. При отмирании фито- и зоопланкто- на, морских растений и животных происходит образование донных отложений, выравнивается поверхность дна океанов, морей, озер. При биогенном осадконакоплении на океаническое дно ежегодно поступает до 1,8 млрд т известнякового и кремнистого биогенного материала. Мощность слоя отмерших организмов достигает 1,5 км, идетельствует об опускании океанического дна и поднятии форм органогенного рельефа. и фитогенное РеЛЬе<^°°б₽аЗОВаНИе подРазделяется на зоогенно® ниченные плптт ПР°ЦеССаМИ На с^Ше создаются относительно огре к..-.тори„ь„п„неи Рсувлажненных территориях п н Е
F* is енеэ > бцо- эцер_ Гяясь *ние, Шх, " на арк- гает тор- гов, зль- >ни- ва- ра- ом и , ..анимает огромные площади. о / З^ли морские организмы - риф^^о «ырд^ ><азН0°браЗНЫе ВИДЫ КОраллов и известкад^в-К ««« щ- ’>* «я их деятельности невероятно велика *<>ДоРоелей е<’<ь! поверхности Мирового океана. ГИгант А“Я'‘Т «коло >” является Большой Барьерный риф, Про *ИМ Прением >1я АвсТраЛИИ НЙ 2’4 ТЫС’ КМ- На₽»ДУ eToS1^”’«Оль к«беР оифами бывают и высоко приподНЯТЫе Д«ь'ми Корад. ^^ймляюшиерифы, береговые коралловые терХА” °кей’ ^ лагунные рифы. Об их роли в Рельефоо^ХХ лось В главе 14. уже Г°дТнУДаИй0ННУЮ Раб°ТУ ПР°ВОДЯТ Н°Рные и роющие животные Аи, мыши, барсуки, суслики и т. п.). Возникают норные и бу- (йР ые поверхности, способствующие дефляции, эрозии и активн- ей склоновых процессов. На береговых уступах формируются специфические участки ласточкиных гнезд. Биогенное воздей- ствиена развитие рельефа оказывают и копытные животные, раз- бивая дерновый покров, образуя тропы с кочковатой ступенчатос- тью склонов. К зоогенным формам рельефа на суше также можно отнести боб- ровые плотины, перегораживающие русла рек, что изменяет гид- рологический режим в их долинах. К нано- и микроформам зооген- ного рельефа можно причислить и муравейники, термитники. Такие конусообразные сооружения в могут достигать высоты 10 м (в эк- ваториальных и субэкваториальных широтах). Развитие фитогенного рельефа в основном связано с развитием верховых и низинных болот. Заболоченными считаются террито- рии с избыточным увлажнением, расположенные, как правило, на вогнутых мезоформах рельефа со слабым стоком поверхностных вод, покрытые характерной влаголюбивой растительностью. Здесь происходит накопление торфа (неразложившихся орга иических остатков), формирующего своеобразный микрорельеф кочковатый, с грядово-мочажинными комплексами (понижения, вкоторых застаивается вода). В крупных болотных с ивах, Р п°Доженных в зоне вечной мерзлоты, образуются торФяН имеющие высоту до 5-7 м. У берегов зарастающнх озе торфяные сплавины, нередко с плавучими oi нА” ИхстаДиях развития низинных болот oci поЯВЛяютсЯ являются камыши, тростники, осоки.
(„роеходные), сфагновые мхи (верХсвь,е) И зеленые мхй <пер оказывает влияние литология “S мирование бо£° естве водоупора могут выступать любь, Ч. Хоницаемые породы (суглинки, глины, вечномерзлые „р^ и Т‘ пяспностранены азонально. Они характерны ДЛя . Б°Л0ТХа умеренных широт, занимают большие повер^*» лесного поя >о западе ивостоке Европы (в том числе в Бедару, . , севере Азии (Западная Сибирь, север Средней Сибири, ВосТочв. , Сибирь Дальний Восток). Например, заболоченная Васюгавская низина-50 тыс. км2 сплошных болот. Общая площадь болот в,% падной Сибири достигает 325 тыс. км2. W Поймы рек и приустьевые области, низменности в ределах тро пиков и субтропиков при избыточном увлажнении также, как пра- вило, заболочены. Заболочена практически вся территория, заня тая экваториальным поясом. Низкие морские побережья занять; специфической мангровой растительностью, состоящей из гало- фитных деревьев и кустарников. 16.2. ТЕХНОМОрфОЛОГИЧЕСКОЕ ВОЗДЕЙСТВИЕ НО рЕЛЬЕф Человеческая деятельность по изменению земной поверхности насчитывает не более 10 тыс. лет. По мере роста народонаселения и развития технических средств катастрофически возрастает сте- пень воздействия человека на рельеф. Практически вся поверхность земли прямо или косвенно изменена. О масштабах преобразований можно судить по данным Л. Л. Розанова. Объемы ежегодного ми- рового накопления грунтов в отвалах за последние годы достигли 200 млрд т. За относительно непродолжительную историю своего существования человечество разрушило 2 млрд га плодородных зе мелщ что намного больше современной площади обрабатываемых леи и пастбищ. Пятая часть суши находится под угрозой опусть1 нивания. Глобалк1°1Ы1Ь1е изменения происходят и на берегах и дне океанов 30 млол СН°С ТВердого вещества в океан составляет оК° изменяют СКусственные гавани и осушенные прибрежные зо вФинлянДиГо?уше0ноЬбоСл0еТе5оТоЬ1СЯЧ ГеКТЭрОВ В ЕвР°Пе’ jl еди оолее 500 тыс. га земель.
I ‘ ГСКТОР* ’е3в °ЗД’ юте* новыел «ре. чем при эндогенном и.ли эк-и.т бровей позволяет себе преобра^""0" Резье^"* I угЛУблЯЯ ИЛИ расширяя их, что „J Р<=чных рv^' ><ь’:пр°«ессов и осалк°наКОцлени!1^» '- ' ',;>0еНрВно-ге°лоГИЧеСКИХ „СООружений в горНоХ;И“ К»У’НЫХ >” яности вызывает сейсмические явлеИИя “а’™«й пР0- >Л^СйЫ* массивов, освоение огромных ’ e/WUoe свд. хозяйства, промышленное и городское землей” №ЛЬ' <,* ие гидрологического режима рек - все это ^еЯ ть катастрофических последствий. Эрозия ““““’ве- I ^То°раз. увеличивается твердый сток, развивается заботив? е8 суффозия- Формируются просадки грунта. Потребление вод приводит к оседанию грунтов со скоростью до 1 5 « ’е иссушению территории. 8районах добычи полезных ископаемых образуются карье- шахты, терриконы, искусственные террасы. При добыче рЫ’ формируются просадки до 20 мм в год. Необратимые из- яе(р «тля земной поверхности связаны с транспортными магист- доененим ₽а^ехногенез на территории Беларуси является одним из основ- факторов рельефообразования. В результате хозяйственной НЫХ пьности активизируются склоновые гравитационные процес- ^Гускоряется эрозия. По данным А. В. Матвеева, средняя ско- ПОСТЬ движения грунтов на склонах составляет 1-4 мм в год, на отдельных участках крутых склонов увеличивается до э0-60 мм. В местах распространения лессов и лессовидных пород наолюда- Ютсясуффозионные процессы. На озерно-аллювиальных низинах флювиогляциальных равнинах, в днищах А»л“« эоловые процессы, заболачивание и дефляция. < амипро. значительно усилилась эрозия но щенши о горизо . дковоз. исходит уничтожение иашни. В населенных цунь никают селеподобные явления. Значительно изме! - - тахоткачки подземных вод, добычи HV ЛХ»Л1 1111л. няртся топография земной поверхности. В мес нИякруп ------------------- i полезных ископаемых, созда* ^ЛИченНЬ1Х В0Д°хРан11ЛИ1Ц происходит просадка грунта. По мере Я Д°Р0;кно-транспортного строительства, пре образом* суст^м, мелиорации наблюдается изменение плотное* В» иной сети и осадконакопления.
наращиваются, что совдлэт условия для стихийных геоморфологических процесс Ллыгый характер. Необходимы новые щ , < родным риском и хозяйственной деятельно. •> ью отвратить многие нежелнтс п.ньк- процессы и региональная техногенная првобрйэовашкх руси крайне пгрпнь г.ч fжн Коэффициент т ванпости варьирует от 4,7 до 34.5, н местам и fOf4*e- Темпы изменения земной повеохнпжвв. "срлноетиио^ разпития Ч| ,,в- иногда 0| к • па ННл< иия. http://www.twirpx.com/user/4801363/
ЧО- Щ- 4- Громом, пг,^Повч 17 к<,рТОгрофирова„ИЕ » pS^, ^рфологическое картографирование nn₽„,. картах, принципах и методах их составленСоб"й уч& ! .^морфологии. Картографический ме'Хлю 1м земной поверхности к карте, отражающаяся в при. Сшения типов и форм рельефа на то1юграфи^О™Ме^«-™ .Смосвязи с физико-географической и геологической ХГ* во %. Геоморфологическая карта является наглядной моде ±РМаОД~ ' Поверхности, характеризует собирательный синтез м!Х Н°Й “ого строения типов и форм рельефа в зависимости от генезис™460’ аста н современной динамики рельефа. иса’ воз- Р Исходя из общей картографической классификации касты „ разделяются по масштабу, содержанию и назначению. По назна- чению карты бывают общими, частными и специальными. Общие геоморфологические карты всегда изображают рельеф согласно морфологии, генезису и возрасту, в связи с эндогенными и экзоген- ными факторами рельефообразования. Частные карты отражают отдельные характеристики рельефа, определяемые одним из со- временных экзогенных рельефообразующих процессов. Специаль- ные карты составляются для отдельных районов и объектов в це- лях решения определенных инженерно-геоморфологических задач с повышенными требованиями к количественному анализу, объ- ективности и достоверности информации о рельефе. По степени обобщения показателей при картографировании раз- личают общие геоморфологические карты, которые подразделяют нааналитические, синтетические и комплексные. Аналитические Карты содержат конкретную информацию о рельефе определенной ^еРРитории с выделением генетической цельности однородных °РМ, находящихся в единстве и взаимодействии. К ним относятся Рактически все морфометрические, морфологические, морфогр ^ескне картьь к аналитическим относятся общие геоморфоло^ йр ^КИе и дологические карты. Синтетические картЫ ° елье- пиески однородные территории, где формы и элеме ,
по комплексу геом находятся в tw*"'' Хков. ь изображения геоморфологическом дальность и абом карт_ в на1.тоя1Цее время ...... определяется *“тивности подразделяются на кру^М масштабу И ИНФ Р „ крупнее), среднемасштабные нЛИ ные (1:1° 000 „,',масШ-габные и обзорные (1:1 000 000 „ 7’ 1:200 000), мел ь морфологическая карта J:500000) и общая геоморфологическая карта Наци.„(а^ ^Осново^Строения геоморфологической карты яв J работанная по генетическому принципу типовая клаесИф£ рельефа, где каждый тип рельефа выделяется по Возрасту, обладающему фактору рельефоооразования. При средне- И1 номасштабном картографировании используется вся трц^ вития рельефа - генезис, возраст и морфология. На об«>| и мелкомасштабных геоморфологических картах изобрмч только самые основные и крупные категории рельефа - р, ны, плато, плоскогорья, горы, основные типы морских бер Отражаются генетические типы древнего рельефа и с >врем< рельефообразование, которое определяется направленностью тенсивностью современных экзогенных процессов, чтообу лено климатической зональностью. Завершающим этапом геоморфологического картографи ния можно считать построение обзорных геох*.эрфологнче карт мира и региональные карты геоморфологического райо вания, изданные в последние годы прошлого столетия. Примером многофакторного анализа может служить карта морфологическое районирование СССР и прилегающих мо изданная коллективом авторов MP'S Основой данной карты* региональные закономерности строения и развития релье морфолого-генетическому и территориальному принципам! гоступенчатой системе таксономических рангов. еоморфолш ичес кое районирование - многоступенчатая! ма, состоящая из таксонов различного ранга, выделяемых Ж пид1— И частных пРизнаков (материк — зона — страна — пр ческого°пайСТЬ раион)- Основными принципами геоморф* ческого районирования являются: Л ленное ко^шн^™* ~ каждый таксон делится только В» количество ступеней таксономической Д ция область —
> II 3,4 III 6 ледникоео.^^ ВОДНО^ЛВДНИКОВЫЙР ®Л|°виогпйциалкии lo «нища ложбин стока) ФЛЮВИАЛЬНЫЙ РЕЛЬЕФ Пойма: а) низкая в) высокао и и оврагов привязанных Гним бВДОК П эрвая надойменная теооага и п,. привязанных к ним Днища балок, Старица Эрозионные уступы террас Конусы выноса Вершины растущих оврагов Овраг V-образной формы Прирусловые валы IV РЕЛЬЕФ СОЗДАННЫЙ СКЛОНОВЫМИ ПРОЦЕССАМИ Склон обрывистый .обнаженный эрозионно- гравитационный (созд анный эрозией полых вод, процессами обваливания, осыпания, оплывания). Склон обрывистый.обнаженный эрозионно- ъ)пгг0 гравитационный, задернованный (развивающийся под влиянием плоскостного смыва оплывания) Склон пологий (развивающийся под влиянием HTV плоскостного смыва и намыва) ПРОЧИЕ УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ Заболоченность Геморфологические границы Рис. /7./. Фрагмент геоморфологической карты • полная делимость - определяет полную тер- рии от высокого до низкого ранга, т. е. не д Ритории, не отнесенной к определенно? У Р - _ определяет гра- * генетическая и возрастная обусловленноегь 0- азования; НиЦЬ1 развития рельефа основных факторов рель _ованиЯ — опре сочетание всей системы факторов рельеф00 вЫде тении гео Делает соотношение роли отдельных фактор0
...х регионов. К основным (ч-1ьм. морфОЛ мТХятея тин «МНОЙ коры, тип „ № ' факторам^ тектонических движений, типсуЛ^Г^М ',СГВивность денудации и аккумуляции; ' Те“ Тчменчивость сопряжения регионов (прИНцип гпянип) — реальная граница между регцонвТ’Ч Особой не линию, а полосу изменчивой ширИны. * «В . связь с современными географическими Условия*, I тельное разделение экзогенного рельефа в разных средцЛ При геоморфологическом районировании Самыми ей таксономическими единицами следует считать материц^ ны. Они последовательно делятся на геоморфологичвД страны, провинции, области, районы. Геоморфологи территориально соответствует геотектоническим струну рого порядка при определяющей роли различногостроеД коры, типа, направленности и интенсивности новейших^ ческих движений (например, зона платформенных равдц точных и омоложенных гор Северной Евразии). Геоморфологическая страна — часть геоморфологичеса соответствующая морфоструктурам третьего порядка, с чет женной геотектоникой и орографией, общностью типа и и ности тектонических движений, юнудационных и акку) ных процессов. Так, в пределах на званной зоны Северной выделяется семь геоморфологических стран: Фенноска^ ская равнина, Урал и Новая Земля, Западно-Сибирская Казахская низкогорная страна, Туранская равнина, пло и низменности Восточной Сибири. Геоморфологическая провинция соответствует морф( рам четвертого порядка, где» основиу ю роль играет тип д< и аккумуляции, их интенсивность, субстрат. Геоморфологическая область соответствует морфосТ] пятого порядка с относительно однородным орографичес! логическим строением, субстратом, общностью проявлю генных процессов. Геоморфологический ргщон — часть области с прость процессами.11 Ф°Р" РеЛЬефа и экзогенными рельеф<хЛР« кальноп/олйА0*1 деление территориальных единиц — • ' "ясского стр<^н»яВпНй" На основании особениосте» Р°ения района или области.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ БЕЛАРУСИ http://www.twirpx.com/user/4801363/
ОтлинительнЫЕ особенности р * Тлпоитория Беларуси расположена на западе ВостоЧВо.р ерР=™ны и является частью этого сложного геоморф„ ВМ скои равн Протяженность территории с севера наК)г "' ‘< , с Задана восток - 650 км, площадь - 207,6 км*. ДневВая^ хность представляет собой равнину, средняя высота KoTopoifJ> над уровнем моря. Около 44 % территории находится На 150 м* 48 % приподняты на 150 200 м, 7,8 /о — на 200-з0п Высоты более 300 м и менее 100 м составляют 0,2 % (рис. 18 Современная поверхность Беларуси представлена волнист.... и холмистой аккумулятивной равниной, сформировавшейся в р1?. зультате очень длительного процесса взаимодействия экзогенно и эндогенных сил, влияние которых проявляется как в геологичес- ком, так и в геоморфологическом строении. Максимальная абсолютная отметка — гора Дзержинская (346 м) - находится в Центральной части республики на Минской возвы- шенности, минимальная (80 м) — в бассейне р. Неман близ грани- цы с Литвой. Амплитуда высот достигает 266 м. Равнинность территории подчеркивают показатели крутизны склонов, средние значения которых составляют 1-8°, гут достигать 40 ° озерных котловин, речных долин, ложбин). Рельеф характеризуется преобладанием плоских, пологоволнис- тых и грядово-холмистых комплексов различного размера и кон- фигураций, которые отличает неравномерное расчленение. Густо- та эрозионного расчленения колеблется от 0,1 до 3,5 km/knt и более. Наименьший показатель — 0,1-0,2 км/км2 — получен для низин, на равнинах он составляет 0,3-0,5 км/км2, на склонах конечно моренных гряд, вблизи речных долин и озерных кот.то вин показатель может достигать максимальных значений. РасЧ u ВОД0РаздеЛ0в определяется главным образом неравномерно11 сами7 ЛЯЦИеЙ’эрозией талых ледниковых вод, суффозией, про№” нинах РСТа‘ Глубина Расчленения составляет 5-Ю м на Ра® шенно’стей^П пяп 54° М И б°Лее В пРеЛелах ледниковых I она может достигать 80м Эрозионных вре30В P“'iHW' максимальные значения мо- и более (склоны холмов, абразионные склоны
Рис. 18.1. Гипсографическая схема территории Беларуси: 7 —ниже 100 м; 2— 100-150 м; 3 — 150-200 м; 4 — 200-250 м; 5 — 250-300 м; 6 — выше 300 м; границы распространения антропогеновых покровных ледников: 7— позерского; 8 — сожского; 9 — березинского; 10 — наревского Отличительной чертой геоморфологии республики является чере- дование возвышенностей, гряд, равнин, ледникового и водно- ЛеДникового происхождения, озерно-ледниковых, озерно-аллюви- ^ьных и аллювиальных низин. Возвышенности и гряды, образуя Кйп°ЛИТНЬ1е массивы и холмистые комплексы, вытянуты на десятки скн °МеТров‘ Занимая около 30 % поверхности республики, они ДальреНТрИр°вань1 в Центральной части. Здесь РасположеВа ?Za_ Uiaarn* В геомоРФ°логическом смысле Белорусская гряДа’ вера авным Черноморско-Балтийским водоразделом. Гряд
БелаРУ- заметно уступают по размерам «ент,,^^ ским. звании поверхности Беларуси принимав I В Ф°Р” е и экзогенные процессы. Первые прояви *ЛцЯ эид°™ктуре фундамента и коренных пород. Пример^ * » Л Ф к₽ русская антеклиза, к которой относятся вОзв, *•»3 ЖИТЬя^ной части республики, Латвийская седловИ11а ней Полоцкая низина, Припятский прогиб, Хй в центральной части Полесской низменности и некотп^Й гие. Нельзя не отметить проявлений в рельефе неотект0Н11 и современных движений, выраженных в разломной тектонХ®^ широтного (Полоцкий разлом) и субмеридионального (Дг Днепровский разлом) направления. Длительный этап развитий° типу платформ способствовал преобладанию горизонтального ноклинального расположения доантропогеновых структур и ribJ ниванию поверхности, которая позже явилась плацдармом дцм ния материковых ледников. В рельефе поверхности коренных в«Г заметную роль играют погребенные ложбины ледникового выщг вания и размыва. Нередко они проявляются в морфологии лпжб| ных озерных котловин, на участках речных долин и русел. Экзогенные процессы выразились главным образом в антропИ не. Основную роль сыграла деятельность ледников, проявившаж в образовании специфических форм рельефа и накоплении аглпж ний ледникового генезиса, мощность которых достигает 250-3001 Беларусь — классический регион, в пределах которого отрази» деятельность пяти материковых оледенений. Отложения и фои рельефа трех последних ледниковых эпох распространены непоф ственно на поверхности. Их литологические, возрастные, рельеф образующие различия выразились в широтной геоморфологичеси зональности, меридиональной провинциальности и локальных о бенностях. Широтная зональность отражае г распространением д тельность поозерского ледника на севере, сожского - в цен и днепровского — на юге ледниковых покровов. МеридионалЫ геоморфологические различия выражены в особенностях восточ! и западной частей территории и послужи ли основанием выдел?! еоморфологических провинций: днепровской — на востоке И ппопрг^1 На Западе’ Л°кальные проявления геоморфологи чес' Доста0точРИСУТСТВУЮТ ПРИ выделении районов. _ сеть Обшая*я равНомерно по территории распределена сети измена ДЛИНа РеК составляет 90,6 тыс. км Густот» И* яется от 0,23 то о,8 км/км1, при среднем и»*1*1
кМ>. Преобладают малые ре ——-------- I , 41 к с₽едним (Длиной до 500 ’ '’лини Котору III ь”*; и только семь.рек имеют длину болёе^^еясит 4®“Л<* л Припять, Неман’ВиЛия, Запат. 500 км (ДнетА Ка > бассейнам Балтийского и ЧерногоД”а«,^>'4 Ре£^ >** долины играют значительную г»,., Си Д°СТаТ0ЧН° раВН°МеР«° РаспРоСтраа^Фе Реепу6ли_ к»' „усИ- РеЧН“е Д7ИНЫ Различаются размер”“ по ™РРИтории пм возрастом, обусловленными этим Ра*™’ Пановым СморФ°ЛОГИЧеСКИМИ Чертами' «Риме основНОГо“ ВЬ’₽аботанн“- ^’проДОЛьныхдолинсущеСтвеНное3начениеиме™ПавыРабоган- ^в^кью долины. Последние, в частности, Й Хеиию возвышенностей, соединению рек ра °вали Рас- трированию современного водораздела. бассейнов, Неповторимое разнообразие рельефа Беларуси создают многочир даНные котловины озер. Они относятся к типу ледниковых^ дере, карстовых - в центре и на юге, полесских озер-разХ „долинных (стариц) в системах крупных рек. Отличительной особенностью рельефа Беларуси следует счи- тать широкое распространение озерно-ледниковых низин, кото- рые в позднеледниковье занимали более 30 % территории на се- вере и юге. Для моренных возвышенностей характерно широкое распро- странение процессов гляциотектоники. Г л яцио дислокации, при- уроченные чаще всего к отторженцам, выражаются в складчатых структурах, надвигах, скибах, термокарстовых проявлениях, ло- кальных сбросах и др. Наиболее крупные моренные возвышеннос- ти с относительными превышениями 30-50 м обладают заметными чертами вертикальной геоморфологической дифференциации, ко- торая выражается в микроформах рельефа, различиях в механи- ческом составе поверхностных грунтов и в общем облике ландшафт- ной структуры. На территории республики проходит северная граница распро Хранения лессовидных пород и сопутствующих им форм рельефа, создающих специфический овражно-балочный комплекс и вь1^ Ненную поверхность высоких равнин с лессовым покрытием Фозионными формами. ыХ ланд ельеф республики является фундаментом при^ ландшаф ^фтов. Об этом свидетельствует классиФикаЦ^ ТмйсТо-моренно 0 На Карте и в монографических изданиях. еРНые, камово-моренные, водно-ледниковые.
’ C Г'0 fine 24б_ ---- тл лекторы рельефообразования. В ироискс Основное Ф* V поверхности Республики Белорусь бениостях ор ’ Рогеннь1й фактор, в частности тектоНИЧег - чение имеет неотектонических движений т и ^ХсполоХна на западе Восточно-Европей^Ъ** Беларуси р которой служат древний (допалеозойский) Ч^кй фундамент и платформенный чехол, моЩНОсть леблетсяот0,02 до 6 км. Главнейшим структурным элементом является Белору, теклиза, расположенная в центральной и западной части ре, ки. Она имеет протяженность с запада на восток 500 км, ; запада на юго-восток 400 км. Глубина залегания фундами в сводовой части - 50-103 м и 1000 м на склонах. Наиболее в- ‘,Р кая часть антеклизы выделяется в Центрально-Белорусгкиц Ма сив, к северу от которого простирается Вилейский погребе|щ * выступ, отделенный от него Воложинским грабеном. Севере,- республики занимает Оршанская впадина, в строении которой вц деляется Витебская и Могилевская мульды, разделенные U г.- рально-Оршанским горстом. Северная часть приуроченакЛатч?,* ской седловине с глубиной залегания фундамента от 600 до 1000 м. На юго-востоке в пределы Беларуси заходит юго-западная окраин* Воронежской антеклизы, поверхность которой погружена до 400 v Через Жлобинскую седловину Воронежская антеклиза сочлевя- ется с Белорусской. Между Белорусской и Воронежской антек* лизами, Жлобинской, Полесской и Брагинско-Лоевской седлови- нами выделяется Припятский прогиб, погруженный на гщ’бину 6 км. Поверхность фундамента имеет складчато-блоковую струк- туру, а характерной чертой прогиба являются соляные купола. На юго-западе Беларуси располагается Подлясско-Брестская впа- дина, ограниченная с востока Полесской седловиной, с юга — С₽вс ро-Ратновским разломом от Лукове ко-Ратновского горста. На Беларуси проникают небольшие участки Украинского щита, MW тами выходящие на поверхность. Тектоническая неоднородность поверхности фундамента наш®* отражение в особенностях неотектоники. Одним из важнейш^ акторов, повлиявших на направленность и интенсивность дЖ#® и, служили оледенения. После отступания ледников п Щ'ии гляциоизостатический подъем территории. А ’ менрмСТ°НИЧеСКИХ движени“ по сравнению с пред ледник менем возросла почти вдвое - до 50-60 м (рис. 18.21 t-1
-чоезна- V строение Уфритория \ платфор- Ъисталли- юрого ко- ;а*, Эс*Уб^ ?СеВеРо- ^аМенТа Эе вЫСо. ий ivrac- Эе«НЬ1й восток >ой вы- Цедт- атвий- 000 м. юаина 100 м. Леня- нтек- цови- бину •рук- кола, впа- еве- i юг граница структур III порядка да ?е- — граница выходов фундамента по подошве юрско- антропогеновых отложений — граница структур I порядка — граница структур II порядка — суперрегиональные va) и региональные (6) границы — субрегиональные (а) и локальные (6) границы Рис. /8.2. Тектоническое районирование т^рри^ор^1 ^Балтийская, фундамента (сост. Р. Г. Гарецкий, Р. Е. Айз ерг . еж(жая; погребенные б—Московская; ангеклизы: в Белорус кая, »»_ оршанский горст, выступы: / — Ивацсвичский, // — Бобовнянсмн , __ северо-Припятский. /V—Южно-Приднепровская моноклиналь, разло ~ Южно-Днепровский . 2-Южно-Припятскии, 3 - Севере-Днепровский^4-К^ 5-Северо-Ратновский, 6 — Южно-Ратновскии, ковский, /2 — Прибугскии 9 — Гомельский, 10 — Жигковичский, 11 ы а современном этапе вертикальные деформаци ^^ ^ . 2 мм ”аб0 и выражаются в виде эпейрогенических к < .оЛе$аяияМй г,.^‘ выделяются тектонически активные приме- ^вых скоростей до 10-20 мм в год и более. В з.ой
_ - го грабена ( Ю ’ * “ год).: 2Jt ' ВоЛоЖ0Ис; О (-2,5 ммвгод).На< ятелен Узнического масс ПодеСЬЯ для кольцевых Чкогокристаний поверхно^11 в гад). в целом территор.., “ЧДерНЬ* ° ПреДЫЯУЩИМИ ЗТаПаа“^Ц Хв’ает оГ,^Хц<‘«р'^ДЬ'Ма« проявления сейсмических приц*. отмечалось 0 наблюдаются ПР 4_5 баллов вдоль крупных Рв. Б БТированЫ зеМЛеТиЯкаРпа«ких землетрясений. ПоЛ1МК ЗафиксвР0 кИ каР зоНЫ современного геоеиакл,. ломов, вблизи Карпатск ныхразломовдаютосвовав^ республи развитая сет землетрясений в 6-7 баллов. наЛЬ“°ть ее к районам возмож: и неотсктоники в значит^. ^Особенности глубинного> сл Р * дневной поверХности. У„а. Осооен 0Тражение в р и основных орографичес- Н0Й “упрямая связь крупны * зе соответствует Белорусская ” , тексов. Белорусской аг а Полоцкая низина; сП. ц К’КЛатвийс^ой^в®^°3™еу^лесской седловиной. Принялск» лясско-Брестской внад I ( прогибом коррелируются озерно-аллювиальные, водно-ледника- вые низины и равнины Полесья. С Оршанской впадинои совпадает часть долины Днепра. Западная Двина и Неман текут в стороду падения поверхности фундамента к Балтике, Припять наследует! Припятскую впадину. Закономерную связь со структурами обна- руживает и размещение наиболее крупных озерных котловин. С рас- положением Двино-Днепровско! о разлома свз заны озера , ш., ской, Лепельской и других групп. С положительными элементвИ фундамента, зонами разломов и восходящими движениямисвязы- вают распространение эоловых форм. В ряде случаев структурные элементы влияли в конечном итИ на размещение генетических типов рельефа. Высокое положена кристаллических пород благоирия гствовало накоплению ледвии вых толщ и формированию краевых ле щиковых комплексов, положение Свенцянских гряд приурочено к северо-западным ком лексам Вилейского погребенного выступа; Минской возвышен ности, Копыльской гряды — к положительным структурам русской антеклизы; Мозырской возвышенности — к лока. структурам, испытавшим активное поднятие. Вместе с тем конечно-моренные формы являются обращенными, не с ми с положительными элементами фундамента. Примеров служить Городокская, Оршанская и Витебская расположенные в пределах Оршанской впадины.
• пИЧ- ьне нисходя- \х структур Юрия испы- \ами, когда ^процессов, упных раз- 1оложение юсинкли- Основание баллов, качитель- \ти. Уста- Ъафичес- орусская Тятским еднико- впадает сторону следует и обна- [. С рас- нтами 'вязы- итоге кение нико- Так, :омп- шен- >ело- ным асто [НЫ- )гут "ТИ, осо^;нносги рельефа ' ___________________________________________ VI0 роль в м°рф°генезе играют к Ы'3 образова, иями разного возра Korop,... ХС „мениого чехла начинается отложеНия “'' рЛ“', ^Ф°азН°°бРаЗН°Г° С°СЗаВа’ В Том ’,ис™ вулк “ Верх««го Пр.!У Р ми Палеозойский комплекс имеет неЛ енны«« и лед- >яеяие. Около 80 % территории Беларуси „“крыТ*₽аС!”- <^ких мергелей, глин, ИДВеСТНЯКОВ-Доломив ’ аЮт TOJ1UW достигает3’5 4,0км. Они вскрываются в обнаж°ЩНОСТЬК0‘ <япадиой Двины и их притоков. Значительное pacnZ”* Днеп‘ Ра•3 ‘ „и отложения всех систем мезозоя. В это во , Г С1'1ЙН™>« "^море^ широть. Витебска. Отложения меловой системы выходят™ Гверхность в долине Сожа, в виде отторженцев вскрыты в гарье " Специфические условия осадконакопления отличали каждый период кайнозоя. В это время на территории республики сущест- вовал последний морской бассейн, отложения которого сохра- нились на юге и локально на севере. Неоднократные ледниковые эпохи антропогена способствовали повсеместному накоплению моренных, водно-ледниковых, озер- но-ледниковых толщ. В составе антропогеновых осадков значи- тельную роль играли породы, принесенные ледником из зоны эк- зарации. Коренные породы и антропогеновые отложения по-разному проявляются в современном рельефе. На процессы морфогенеза оказывали влияние в первую очередь литологические и петрогра- фические особенности пород. Почти всегда на глинистом субстрате формировались толщи, в составе которых свыше 70-80 валун вых глинистых отложений, а в дневной поверхности преобладают моренные равнины. Значительную роль в морфогенезе играла разная устойчивости коренных пород ледниковому воздействию. Песчаные и глин®^\ разности примерно одинаково вовлекались ледником_в п карбонатные породы оказались менее податливыми к^ ^кзарацИИ ассимиляции. В связи с этим на месте податливыLieчаСтоотра пород вырабатывались понижения в рельефе, и н , форму баются в дневной поверхности. Сое ав п0р0^ ^ать1Ва.тись узкие возникших депрессий. В прочных породах вы„ и нд п?очные ложбины, а в рыхлых - широкие. При во3«^;.станй ^иял» породы образовывались выступы, которы мИроваяМ* ход Морфогенеза, создавая углов я постен.
q пластичных глинистых меловых в ПрйсУтспягТириятствовало развитию глЯциодисЛО1°РпД ь . леД»иКО® Хних могло быть связано и с изменением ф^»*-И1 лениепосл Д йств п£,счань1Х пород под ледником. В м^'"^ „ических они прОЯВлЯются в виде ДУГообРа°^‘<? ДНеВпаХллельно-грядового рельефа. Выражение в лЯ°ти отторженцы, включенные в верхнюю часть анТроПо^Х. д 1|Х, Т°Более очевидные связи существуют между морфОЛог особенностями поверхности республики и антропогеновыЗ’ ложениями, которые находятся в тесных генетических с‘,“ с формами рельефа. Поверхности, сложенные основной мор представляют плоско-волнистые равнины с термокарстов. западинами, отдельными холмами, ложбинами стока. ЫМй У края ледниковых покровов накапливались мощные то грубообломочного материала конечных морен. Именно в таг, условиях сформировались некоторые краевые возвышенной * и гряды Беларуси. На месте приледниковых озер распростру ны плоские или слабоволнистые заболоченные низины, сложен ные ленточными глинами. « Талые ледниковые воды, перемывая моренный материал, сформи- ровали новые генетические типы и фации водно-ледниковгч отложений, которые имеют своеобразное проявление в рельефе Наибольшее распространение получили зандровые равнины, зако номерно расположенные к югу от краевых образований, долинные зандры, флювиогляциальные дельты и др. Примером зандровСЛЯ жат равнины в центральной части республики, окаймляющие пояс Белорусской гряды, а также небольшие участки на севере респуб- лики. Они характеризуются плоско-волнистым рельефом с гус сетью ложбин стока талых ледниковых вод, сквозными долинами, эоловыми формами. Определенное влияние на процессы рельефообразования оказ ла морфология доантропогеновой поверхности. В самом о виде она представляла собой моноклиналь, полого наклонеин