Съвременни тектонски движения и тяхната релефообразуваща роля. Обем и интензивност на тренировъчните натоварвания

В предишните глави разгледахме отражението на геоложките структури в релефа и влиянието на различни видове тектонични движения върху релефа, независимо от времето на проява на тези движения. Вече е установено, че основната роля във формирането на основните характеристики на съвременния релеф от ендогенен произход принадлежи на така наречените най-нови тектонски движения, под които изследователите най-често разбират движенията, извършени през неоген-кватернера . Това се доказва убедително, например, чрез сравнение на големи релефни характеристики на хипсометрична карта на бившия СССР и карта на последните тектонични движения на същата територия (фиг. 12). По този начин областите със слабо изразени вертикални положителни тектонски движения в релефа съответстват на равнини, ниски плата и плата с тънка покривка от кватернерни отлагания: Източноевропейската равнина, значителна част Западносибирска равнина, плато Устюрт, Средносибирско плато.
Областите на интензивно тектонско потъване, като правило, съответстват на ниско разположени равнини с дебел слой от седименти.

Ориз. 12. Схема на най-новите (неоген-кватернерни) тектонски движения на територията на бившия СССР (според Н. И. Николаев, значително опростена):
1 - области на много слабо изразени положителни движения; 2 - области на слабо изразени линейни положителни движения; 3 - области на интензивни сводести повдигания; 4 - области на слабо изразени линейни повдигания и спускания; 5 - области на интензивни линейни повдигания с големи (а) и значителни (б) градиенти на вертикални движения; 6 - области на възникващи (а) и преобладаващи (б) слягания; 7 - граница на зони със силни земетресения (7 точки и повече); 8 - граница на проявление на неоген-кватернерния вулканизъм; 9 - границата на разпространението на съществуващите
вулкани

Неоген-кватернерна епоха: Каспийската низина, значителна част от Туранската низина, северната част на Западносибирската равнина, Колимската низина и др. Планините съответстват на области на интензивни, предимно положителни тектонични движения: Кавказ, Памир, Тиен Шан, планините на Байкал и Забайкалия и др.
Следователно релефообразуващата роля на най-новите тектонски движения се проявява преди всичко в деформацията на топографската повърхност, в създаването на положителни и отрицателни релефни форми от различни порядки. Чрез диференциацията на топографската повърхност най-новите тектонични движения "контролират" местоположението на повърхността на Земята на области на отстраняване и натрупване и, като следствие, области с преобладаване на денудационен (разработен) и акумулативен релеф. Скоростта, амплитудата и контрастът на последните движения значително влияят върху интензивността на проявата на екзогенни процеси и се отразяват в морфологията и морфометрията на релефа.
Изразяването на геоложките структури в съвременния релеф зависи от вида и характера на неотектонските движения, литологията на изграждащите ги скали и специфичните физико-географски условия. Някои структури са пряко отразени в релефа, на мястото на други се образува обърнат релеф (както беше споменато по-горе), на мястото на третите - различни видове преходни форми от директен към обърнат релеф. Разнообразието от връзки между релефа и геоложките структури е особено характерно за малките структури; големите структури, като правило, намират пряк израз в релефа.
Формите на релефа на земната повърхност, при формирането на които основната роля принадлежи на ендогенните процеси и в чиято морфология ясно се отразяват геоложките структури, се наричат ​​морфоструктури. Тази концепция е въведена през 1946 г. от I.P. Герасимов. Въпреки това, досега няма консенсус сред изследователите в тълкуването на понятието „морфоструктура“, нито по отношение на мащаба на формите, нито по отношение на естеството на съответствието между структурата и нейното изразяване в релефа. Някои изследователи разбират под морфоструктури както директен, така и обърнат и всеки друг релеф, възникнал на мястото на геоложка структура, докато други разбират само директен релеф. Някои изследователи класифицират само активните геоложки структури като морфоструктури, докато препарираните пасивни структури се наричат ​​литоморфоструктури.
Данните, с които в момента разполага геологията и геоморфологията, показват това земната кораизпитва деформации почти навсякъде и от различен характер. Така че в момента територията на Феноскандия и значителна част от територията на Северна Америка, съседна на залива Хъдсън, изпитват издигане. Темповете на издигане на тези територии са много значителни. Във Феноскандия, непосредствено след топенето на ледника, те са били 10–13 cm/година, в момента са около 10 mm/година (отметките за морското ниво, направени през 18 век на брега на Ботническия залив, са издигнати над днешно ниво с 1,5–2,0 m) (фиг. 13). Бреговете на Северно море в Холандия и съседните райони потъват, принуждавайки жителите да строят язовири, за да защитят територията от нахлуването на морето.
Интензивни тектонски движения изпитват райони на алпийско нагъване и съвременни геосинклинални пояси. Според наличните данни Алпите, Хималаите и Памир за неоген-четвъртък

Ориз. 13. Глациоизостатично издигане на Балтийския щит след изчезването на последния леден покрив (според Н. И. Николаев):
1 - изохипси (m); 2 - граница на каледонидите; 3 - граница на Балтийския щит

вертикалното време се е повишило с няколко километра. На фона на повдиганията, някои области в рамките на областите на алпийското нагъване изпитват интензивно слягане. По този начин, на фона на издигането на Големия и Малкия Кавказ, Кура-Араксската низина, затворена между тях, изпитва интензивно потъване. Доказателство за съществуващите тук многопосочни движения е положението на бреговете на древните морета, предшествениците на съвременното Каспийско море. Крайбрежните седименти на едно от тези морета - късното Баку, чието ниво се намира на абсолютна височина от 10-12 m, в момента се проследяват в рамките на югоизточната периклинала на Голям Кавказ и по склоновете на планината Талиш на абсолютни височини на +300 и +200 m, съответно, и в рамките на Кура-Аракската низина, те са открити от кладенци на абсолютни височини от -250-300 m.

За проявлението на неотектонските движения може да се съди по многобройни и много разнообразни геоморфоложки особености: 1) наличието на морски и речни тераси, чието образуване не е свързано с влиянието на изменението на климата или други причини; 2) деформации на морски и речни тераси и древни денудационни повърхности; 3) дълбоко потопени или високо издигнати коралови рифове; 4) наводнени морски крайбрежни форми и някои подводни карстови източници, чието положение не може да се обясни с евстатични колебания на нивото на Световния океан или други причини; 5) предшестващи долини, образувани в резултат на рязане от реката, която се случва върху нея
пътища на тектонско издигане - антиклинална гънка или повдигащ се блок, образуван от разломи (фиг. 14).
Ориз. 14. Антецедент през проломи на ръкавите на реката. Гердиманчай в източния край на Карамарянския хребет (Азербайджан, според V.A. Grossheim)
За проявата на неотектонските движения може да се съди и по редица косвени признаци. Речните релефни форми са чувствителни към тях. По този начин районите, които изпитват тектонични издигания, обикновено се характеризират с увеличаване на плътността и дълбочината на ерозионното разчленяване в сравнение с райони, които са тектонично стабилни или изпитват слягане. В такива райони се променя и морфологичният облик на ерозионните форми: долините обикновено стават по-тесни, склоновете стават по-стръмни, има промяна в надлъжния профил на реките и резки промени в посоката на тяхното течение в план, което не може да се обясни с други причини и др. Всички тези (и редица други) признаци позволяват използването на геоморфологичния метод за идентифициране на положителни тектонични структури, по-специално при търсене на нефтени и газови находища.
В зависимост от съотношението на скоростите на тектонските движения (T) и денудационните процеси (D) релефът може да се развива по възходящ или низходящ тип. Ако T gt; Г, релефът се развива по възходящ тип. В този случай се увеличават абсолютните височини на територията, която изпитва повдигания, което
стимулира засилването на дълбоката ерозия на постоянни и временни потоци и води до увеличаване на относителните височини. Образуват се речни долини като проломи, ждрела и каньони, характеризиращи се със стръмни или дори стръмни склонове, което от своя страна води до интензивно развитие на свлачищни (при благоприятни хидрогеоложки условия) и свлачищно-сипейни процеси. Поради рязкото преобладаване на дълбоката ерозия над страничната ерозия, заливните равнини и речните тераси са слабо развити или напълно липсват в речните долини. Надлъжните профили на реките се характеризират с големи наклони и изостаналост: повече или по-малко леки склонове в разкритията на лесно ерозиращи скали се редуват с бързеи и первази в разкритията на устойчиви на ерозия скали. Увеличаването на интензивността на процесите на денудация допринася за бързото отстраняване на свободните продукти от разрушаването на скалите, което води до добра експозиция на „свежи“ скали, които все още не са разрушени, подготовка на по-устойчиви скали и в резултат на това ясно отражение на геоложките структури в релефа (структурност на релефа), особено при условия на сух климат. Увеличаването на абсолютните височини, дължината и стръмността на склоновете води не само до засилване на съществуващи преди това релефообразуващи процеси, но и до появата на нови: снежни лавини и кални потоци, а когато територията се издигне над климатичната снежна граница, до процеси, свързани с дейността на леда и снега. В резултат на това в горната част на планините се формира нов тип релеф - алпийски, чиито характеристики бяха дадени по-горе. По този начин промяната в количествените характеристики - увеличаване на абсолютните и относителните височини, дължината и стръмността на склоновете - води до качествени промени в целия комплекс от релефообразуващи процеси. Тези промени се отразяват и в териториите, съседни на издигащите се планини: тук се променя характерът на корелираните отлагания. С нарастването на планините се увеличава количеството и размерът на детритния материал, пренасян от постоянни и временни водни течения.
Ако Tlt; D, процесът на релефообразуване се развива в обратна посока: абсолютните и относителните височини намаляват, склоновете се изравняват, речните долини се разширяват, на дъното им започва да се натрупва нанос, надлъжните профили на реките се изравняват и стават по-нежен, интензивността на ерозионните и склоновите процеси намалява. Когато планините се спуснат под снежната граница, релефообразуващата дейност на снега и леда спира. Натрупването на кластичен материал в дъното на ерозионни форми и склонове води до засенчване на структурата.

грапавост на релефа, намаляване на площта на разкриване на свежи скали. Върховете и гребените на хребетите придобиват заоблени очертания. Всичко това води до намаляване на количеството изнесен кластичен материал и неговата финост.
Отбелязаната връзка между промяната в процесите на формиране на релефа в териториите, които изпитват повдигане, и естеството на корелирани отлагания, натрупващи се в зоната на потъване, позволява използването на корелирани отлагания за палеогеографски реконструкции: определяне на интензивността на тектонските движения на минали геоложки епохи, разположението на зоните на разрушаване, определяне възрастта на проявление на тектонските движения и формирането на денудационния релеф. Ето защо геоморфолозите изучават не само самия релеф, но и скалите, които го изграждат, по-специално корелираните отлагания.
По този начин съществува тясна връзка между характера и интензивността на последните тектонични движения, морфологията на релефа на различни етапи от неговото развитие и корелираните отлагания. Тази връзка позволява широкото използване на геоморфоложки методи при изследване на неотектонските движения и геоложкия строеж на земната кора.
В допълнение към най-новите тектонични движения има така наречените съвременни движения, които се разбират като движения, които са се проявили в историческото време и се проявяват сега. За наличието на подобни движения свидетелстват много исторически и археологически данни, както и данни от многократни заравнявания. Високите скорости на тези движения, отбелязани в редица случаи (до 10 cm годишно и повече), налагат необходимостта от отчитането им при изграждането на дълготрайни съоръжения - канали, нефтопроводи и газопроводи, железопътни линии и др.

Релефообразуващата роля на вертикалните тектонични движения от по-висок порядък се състои и в това, че те контролират разпределението на площите, заети от суша и море (причиняват морски трансгресии и регресии), определят конфигурацията на континентите и океаните.

Известно е, че разпределението на площите, заети от суша и море, както и конфигурацията на континентите и океаните, са основната причина за изменението на климата на повърхността на Земята. Следователно вертикалните движения имат не само пряк ефект върху релефа, но и косвено, чрез климата, чийто ефект върху релефа беше обсъден по-горе (Глава 4).

РЕЛЕФОФОРМИРАЩА РОЛЯ НА НАЙ-НОВИТЕ ТЕКТОНИЧЕСКИ ДВИЖЕНИЯ НА ЗЕМНАТА КОРА

В предишните глави разгледахме отразяването на геоложките структури в релефа и влиянието върху релефа на различни видове тектонични движения, независимо от времето на проява на тези движения.

Сега е установено, че основната роля във формирането на основните характеристики на съвременния релеф с ендогенен произход принадлежи на т.нар. последен тектонски

Ориз. 12. Схема на най-новите (неоген-кватернерни) тектонски движения на територията на СССР (според, значително опростена): / - области на много слабо изразени положителни движения; 2-зони на слабо изразени линейни положителни движения; 3 - области на интензивно повдигане на купола; 4 - области на слабо изразени линейни възходи и спадове; 5 - области на интензивни линейни повдигания с големи (o) и значителни (b) градиенти на вертикални движения; 6 - зони на възникващи (а) и преобладаващи (б) слягания; 7-граница на зони със силни земетресения (7 точки и повече); в - граница на проявление на неоген-кватернерния вулканизъм; 9 - граница на разпространение на опер

dviжениям,под които повечето изследователи разбират движенията, извършени през неоген-кватернерното време. Това е доста убедително доказано, например, чрез сравнение на хипсометричната карта на СССР и картата на последните тектонични движения (фиг. 12). По този начин районите със слабо изразени вертикални положителни тектонски движения в релефа съответстват на равнини, ниски плата и плата с тънка покривка от кватернерни отлагания: Източноевропейската равнина, значителна част от Западносибирската низина, платото Устюрт, Централен Сибир Плато.

Областите на интензивно тектонско потъване, като правило, съответстват на низини с дебел слой седименти от неоген-кватернерната епоха: Каспийската низина, значителна част от Туранската низина, Северносибирската низина, Колимската низина и др. Планините съответстват на области на интензивни, предимно положителни тектонични движения: Кавказ, Памир, Тян Шан, планините на Байкал и Забайкалия и др.

Следователно релефообразуващата роля на най-новите тектонски движения се проявява предимно в деформацията на топографската повърхност, в създаването на положителни и отрицателни релефни форми от различни порядки. Чрез диференциацията на топографската повърхност най-новите тектонични движения контролират разположението на повърхността на Земята на области на изнасяне и натрупване и, като следствие, области с преобладаване на денудационен (разработен) и акумулативен релеф. Скоростта, амплитудата и контрастът на последните движения значително влияят върху интензивността на проявата на екзогенни процеси и се отразяват в морфологията и морфометрията на релефа.

Изразяването в съвременния релеф на структури, създадени от неотектонски движения, зависи от вида и характера на неотектонските движения, литологията на деформируемите пластове и специфичните физико-географски условия. Някои структури се отразяват пряко в релефа, на мястото на други се образува обърнат релеф, на мястото на трети - различни видове преходни форми от директен към обърнат релеф. Разнообразието от взаимоотношения между релефа и геоложките структури е особено характерно за малките структури. Големите структури, като правило, намират пряк израз в релефа.

Наричат ​​се форми на релефа, които дължат произхода си на неотектонски структури морфоструктури.Понастоящем няма единна интерпретация на термина "морфоструктура" нито по отношение на мащаба на формите, нито по отношение на естеството на съответствието между структурата и нейното изразяване в релефа. Някои изследователи разбират под морфоструктури както директен, така и обърнат и всеки друг релеф, възникнал на мястото на геоложка структура, докато други разбират само директен релеф. Гледната точка на втория може би е по-правилна. С морфоструктури ще наричаме релефни форми от различен мащаб, чийто морфологичен облик до голяма степен съответства на видовете геоложки структури, които са ги създали.

Данните, с които в момента разполага геологията и геоморфологията, показват, че земната кора изпитва деформации почти навсякъде и от различен характер: както колебателни, така и нагъващи се и образуващи разкъсване. Така например в момента територията на Феноскандия и значителна част от територията на Северна Америка, съседна на залива Хъдсън, изпитват издигане. Темповете на издигане на тези територии са много значителни. Във Феноскандия те са 10 mm годишно (маркировките на морското ниво, направени през 18 век на брега на Ботническия залив, са повдигнати над сегашното ниво с 1,5-2,0 m).

Бреговете на Северно море в Холандия и съседните райони потъват, принуждавайки жителите да строят язовири, за да защитят територията от нахлуването на морето.

Интензивни тектонски движения изпитват райони на алпийско нагъване и съвременни геосинклинални пояси. Според наличните данни през неоген-кватернера Алпите са се издигнали с 3-4 км, само през кватернера Кавказ и Хималаите са се издигнали с 2-3 км, а Памир - с 5 км. На фона на повдиганията, някои области в рамките на областите на алпийското нагъване изпитват интензивно слягане. По този начин, на фона на издигането на Големия и Малкия Кавказ, Куро-Аракската низина, затворена между тях, изпитва интензивно потъване. Доказателство за съществуващите тук многопосочни движения е положението на бреговете на древните морета, предшествениците на съвременното Каспийско море. Крайбрежните седименти на едно от тези морета - късното Баку, чието ниво се намира на абсолютна височина от 10--12 m, в момента се проследяват в рамките на югоизточната периклинала на Голям Кавказ и по склоновете на планината Талиш на абсолютни височини от + 200-300 м, а в рамките на Кура-Аракската низина е разкрита от кладенци на абсолютни височини минус 250-300 м. Интензивни тектонски движения се наблюдават в рамките на средноокеанските хребети.

За проявата на неотектонските движения може да се съди по множество и много разнообразни геоморфоложки особености. Ето някои от тях: а) наличието на морски и речни тераси, чието формиране не е свързано с въздействието на изменението на климата; б) деформации на морски и речни тераси и древни денудационни повърхности; в) дълбоко потопени или високо издигнати коралови рифове; г) наводнени морски крайбрежни форми и някои подводни карстови източници, чието положение не може да бъде установено

обясняват с евстатични флуктуации1 на нивото на Световния океан или други причини;

д) предшестващи долини, образувани в резултат на рязане от реката на тектонско издигане, което се случва по пътя й - антиклинална гънка или блок (фиг. 13),

За проявата на неотектонските движения може да се съди и по редица косвени признаци. Речните релефни форми са чувствителни към тях. По този начин районите с тектонични издигания обикновено се характеризират с увеличаване на плътността и дълбочината.

ерозионно разчленяване в сравнение с територии, които са тектонично стабилни илипреживяване на потапяне. Морфологичният облик на ерозионните форми също се променя в такива райони: долините обикновено стават по-тесни, склоновете стават по-стръмни, има промяна в надлъжния профил на реките и резки промени в посоката на тяхното течение в план, което не може да се обясни с други причини и т.н. По този начин съществува тясна връзка между характера и интензивността на най-новите тектонични движения и морфологията на релефа. Тази връзка позволява широкото използване на геоморфоложки методи при изследване на неотектонските движения и геоложкия строеж на земната кора.

1 Евстатичните колебания са бавни промени в нивото на Световния океан, които се случват едновременно и с един и същ знак в цялата площ на океана поради увеличаване или намаляване на потока вода в океана.

Освен най-новите тектонски движения, има и т.нар модерен dviжения,при което, съгл

Разберете движенията Vисторическо време и проявяващо се сега. За наличието на подобни движения свидетелстват много исторически и археологически данни, както и данни от многократни заравнявания. Високите скорости на тези движения, отбелязани в редица случаи, налагат спешната необходимост от тяхното отчитане при изграждането на дълготрайни съоръжения - канали, нефтопроводи и газопроводи, железопътни линии и др.

ГЛАВА 6 МАГМАТИЗЪМ И ОБРАЗУВАНЕ НА РЕЛЕФА

Магматизмът играе важна и много разнообразна роля при формирането на релефа. Това се отнася както за интрузивния, така и за ефузивния магматизъм. Релефните форми, свързани с интрузивния магматизъм, могат да бъдат или резултат от прякото влияние на магмени тела (батолити, лаколити и др.), или резултат от подготовката на интрузивни магматични скали, които, както вече беше споменато, често са по-устойчиви на външни сили от вместващите скали.техните седиментни скали.

Батолитите най-често се ограничават до аксиалните части на антиклинорията. Те образуват големи положителни форми на релефа, чиято повърхност е усложнена от по-малки форми, които дължат появата си на влиянието на определени екзогенни агенти, в зависимост от конкретни физико-географски условия.

Примери за доста големи гранитни батолити на територията на СССР са масив в западната част на хребета Зеравшан в Централна Азия (фиг. 14), голям масив в хребета Конгуро-Алагез в Закавказието.

Лаколитите се срещат поединично или на групи и често са изразени Vрелеф с позитивни форми под формата на куполи "ли" хлябове. Добре известни лаколити от Северен Кавказ

Ориз. 15. Лаколити от Минерални Води, Северен Кавказ(ориз.)

(Фиг. 15) в района на град Минерални Води: планините Бещау, Лисая, Железная, Змеиная и др.. Типични лаколити, добре изразени в релефа, са известни и в Крим (планините Аю- Даг, Кастел).

Лаколитите и други интрузивни тела често имат веноподобни разклонения, т.нар апофизите.Те разрязват вместителните скали в различни посоки. Подготвените апофизи на земната повърхност образуват тесни, вертикални или стръмно падащи тела, наподобяващи срутващи се стени (фиг. 16.5- Б).Пластовите интрузии се изразяват в релефа под формата на стъпала, подобни на структурни стъпала, образувани в резултат на селективна денудация в седиментни скали (фиг. 16, L-L). Препарираните листови интрузии са широко разпространени в Средносибирското плато, където са свързани с навлизането на скали. образуване на капан 1.

Магматичните тела усложняват нагънатите структури и отразяването им в релефа. Ясно отразени в релефа са образувания, свързани с дейността на ефузивен магматизъм или вулканизъм, което създава напълно уникален релеф. Вулканизмът е обект на изучаване на специална геоложка наука - вулканологията, но редица аспекти на проявата на вулканизма са от пряко значение за геоморфологията.

В зависимост от характера на изходните отвори се разграничават изригвания ареален, линеенИ централен.Площните изригвания доведоха до образуването на обширни плата от лава. Най-известните от тях са лавовите плата на Британска Колумбия и Декан (Индия).

Ориз. 16. Подготвени интрузивни тела: А-А- пластован интрузия (праг); б-бсекуща вена (дига)

DIV_ADBLOCK703">

В съвременната геоложка ера най-често срещаният тип вулканична дейност е централният тип изригвания, при които магмата тече от вътрешността към повърхността до определени „точки“, обикновено разположени в пресечната точка на два или повече разлома. Потокът от магма се осъществява през тесен захранващ канал. Продуктите от изригването се отлагат периклинално (т.е. с падане във всички посоки) спрямо изхода на захранващия канал към повърхността. Следователно повече или по-малко значителна акумулативна форма, самият вулкан, обикновено се издига над центъра на изригването (фиг. 17).

Във вулканичния процес почти винаги могат да се разграничат два етапа - експлозивен, или експлозивен, и еруптивен, или етап на изхвърляне и натрупване на вулканични продукти. Подобният на канал път към повърхността пробива в първия етап. Освобождаването на лава на повърхността е придружено от експлозия. В резултат на това горната част на канала се разширява като фуния, образувайки негативна релефна форма - кратер. Последващото изливане на лава и натрупването на пирокластичен материал се случва по периферията на тази негативна форма. В зависимост от етапа на активност на вулкана, както и естеството на натрупване на продукти от изригване, се разграничават няколко морфогенетични типа вулкани: маари, екструзивни куполи, щитови вулкани, стратовулкани.

Маар- отрицателна релефна форма, обикновено фуниевидна или цилиндрична, образувана в резултат на вулканична експлозия. По краищата на такава депресия почти няма вулканични натрупвания. Всички известни в момента маари са неактивни, реликтови образувания. Голямо числоМаар е описан в района на Айфел в Германия, в Централния масив във Франция. Повечето от маарите във влажен климат се пълнят с вода и се превръщат в езера. Размери на маар - от 200 m до 3,5 km в диаметър на дълбочина от 60 до 400 m

Ориз. 17. Вулканични конуси. Ясно се виждат кратери и баранки по склоновете

Неапол "href="/text/category/neapolmz/" rel="bookmark">Неапол) възниква в рамките на няколко дни буквално изневиделица и в момента е хълм с височина до 140 м. Най-големите вулканични структури са - стратовулкани.Структурата на стратовулканите включва както слоеве от лава, така и слоеве от пирокластичен материал. Много стратовулкани имат почти правилна конична форма: Фуджияма в Япония, Ключевска и Кроноцкая сол в Камчатка, Попокатепетъл в Мексико и др. (виж фиг. 17). Сред тези образувания не са рядкост планини с височина 3-4 км. Някои вулкани достигат до 6 км. Много стратовулкани носят вечен сняг и ледници по върховете си.

Много изгаснали или временно неактивни вулкани имат кратери, заети от езера.

Много вулкани имат т.нар калдери.Това са много големи, в момента неактивни кратери, а съвременните кратери често се намират вътре в калдерата. Известни са калдери с диаметър до 30 км. В долната част на калдерите релефът е сравнително равен; страните на калдерите, обърнати към центъра на изригването, винаги са много стръмни. Образуването на калдерите е свързано с разрушаването на вулканичния отвор чрез силни експлозии. В някои случаи калдерата има неуспешен произход. При изчезналите вулкани разширяването на калдерата може също да бъде свързано с активността на екзогенни агенти.

Своеобразен релеф се образува от течни продукти от вулканични изригвания. Лавата, изригнала от централните или страничните кратери, се стича по склоновете под формата на потоци. Както вече споменахме, течливостта на лавата се определя от нейния състав. Много дебела и вискозна лава има време да се втвърди и да загуби подвижност дори в горната част на склона. При много висок вискозитет той може да се втвърди в отвора, образувайки гигантска „колона от лава“ или „пръст от лава“, какъвто беше случаят например по време на изригването на вулкана Пеле на Мартиника през 1902 г. Обикновено потокът от лава изглежда като сплескан вал, простиращ се надолу по склона, със силно изразена подутина в края си. Базалтовите лави могат да предизвикат дълги потоци, които се простират на много километри и дори десетки километри и спират движението си в равнина или плато в близост до вулкана или в плоското дъно на калдерата. Базалтови потоци с дължина 60-70 км не са рядкост на Хавайските острови и Исландия.

Потоците от лава с липаритен или андезитов състав са много по-слабо развити. Дължината им рядко надвишава няколко километра. Като цяло, за вулканите, изхвърлящи продукти с киселинен или междинен състав, много по-голяма част по обем е пирокластичен, а не лавов материал.

Докато се втвърдява, потокът от лава първо се покрива с кора от шлака. В случай на пробив на кората на което и да е място, неохладената част от лавата изтича изпод кората. Резултатът е кухина лавапещера,или пещера от лава.Когато покривът на пещерата се срути, той се превръща в отрицателна релефна форма на повърхността - лавоулей.Коритата са много характерни за вулканичните пейзажи на Камчатка.

Повърхността на замръзналия поток придобива вид микрорелеф. Най-често срещаните са два вида повърхностен микрорелеф на потока лава: а) блоков микрорелефи б) чревна лава.Блоковите потоци от лава са хаотична купчина от ъглови или разтопени блокове с множество провали и пещери. Такива блокови форми възникват при високо съдържание на газове в състава на лавата и при относително ниска температура на потока. Чревните лави се отличават със странна комбинация от замръзнали вълни, извити гънки, като цяло наистина наподобяващи „купчини гигантски черва или снопове усукани въжета“ (). Образуването на такъв микрорелеф е характерно за лави с висока температура и относително ниско съдържание на летливи компоненти.

Освобождаването на газове от потока лава може да има характер на експлозия. В тези случаи шлаката се натрупва под формата на конус върху повърхността на потока. Такива форми се наричат ковачница.Понякога приличат на стълбове с височина до няколко метра. При по-спокойно и продължително отделяне на газове и пукнатини в шлаката, т.нар фумароли.Редица продукти от отделянето на фумарол кондензират при атмосферни условия и около мястото, където излизат газовете, се образуват кратерни възвишения, съставени от кондензационни продукти.

С пукнатини и площни изливания на лава огромни пространства са, така да се каже, пълни с лава. Исландия е класическа страна на изригвания на пукнатини. Тук преобладаващата част от вулканите и потоците от лава са ограничени до падина, която пресича острова от югозапад и североизток (т.нар. Голям грабен на Исландия). Тук можете да видите листове лава, опънати по разломите, както и зейнали пукнатини, които все още не са напълно запълнени с лава. Пукнатинният вулканизъм е характерен и за Арменските планини. Съвсем наскоро изригвания на пукнатини се случиха на Северния остров на Нова Зеландия.

Обемът на потоците лава, изригнали от пукнатини в Големия грабен на Исландия, достига 10-12 кубически метра. км. Грандиозни площни изливания се случиха в близкото минало в Британска Колумбия, на платото Декан, в Южна Патагония. Слети потоци лава от различни възрасти образуват тук непрекъснати плата с площ до няколко десетки и стотици хиляди квадратни километра. Така че лавовото плато на Колумбия има площ от повече от 500 хиляди квадратни километра, а дебелината на съставящите го лави достига 1100-

1800 м. Лавите запълват всички негативни форми на предишния релеф, причинявайки почти идеалното му подреждане. В момента височината на платото е от 400 до 1800 м. Долините на множество реки дълбоко се врязват в повърхността му. Върху най-младите лавови покрития са запазени блоков микрорелеф, пепелни конуси, лавови пещери и корита.

По време на подводни вулканични изригвания повърхността на изригналите магмени потоци се охлажда бързо. Значителното хидростатично налягане на водния стълб предотвратява експлозивни процеси. В резултат на това се образува вид микрорелеф. шаRoiformes,или възглавница, лава.

Изливите на лава не само формират специфични земни форми, но могат значително да повлияят на вече съществуващ релеф. Така че потоците от лава могат да повлияят на речната мрежа, да причинят нейното преструктуриране. Блокирайки речните долини, те допринасят за катастрофални наводнения или пресушаване на района; загубата на своите потоци. Прониквайки до морския бряг и втвърдявайки се тук, потоците лава променят очертанията на бреговата линия и образуват специален морфологичен тип морски брегове.

Изливането на лава и изхвърлянето на пирокластичен материал неизбежно предизвиква образуването на дефицит на маса в недрата на Земята. Последното предизвиква бързо слягане на части от земната повърхност. В някои случаи началото на изригването се предшества от забележимо повдигане на терена. Например, преди изригването на вулкана Усу на остров Хокайдо се образува голям разлом, по който площ от около 3 km2 се издига със 155 m за три месеца, а след изригването се понижава с 95 m .

Говорейки за релефообразуващата роля на ефузивния магматизъм, трябва да се отбележи, че по време на вулканични изригвания могат да настъпят внезапни и много бързи промени в релефа и общото състояние на околността. Такива промени са особено големи при изригвания от експлозивен тип. Например, по време на изригването на вулкана Кракатау в Зондския пролив през 1883 г., което имаше характер на поредица от експлозии, по-голямата част от острова беше унищожена и на това място се образуваха морски дълбочини до 270 м. Експлозията на вулканът предизвика образуването на гигантска вълна - цунами, което удари бреговете на Ява и Суматра. Той причини големи щети на крайбрежните райони на островите, което доведе до смъртта на десетки хиляди жители. Друг пример от този вид е изригването на вулкана Катмай в Аляска през 1912 г. Преди изригването вулканът Катмай имаше формата на правилен конус с височина 2286 м. По време на изригването цялата горна част на конуса беше разрушена от експлозии и калдера с диаметър до 4 km и дълбочина до 1100 m.

Вулканичният релеф е допълнително изложен на екзогенни процеси, водещи до образуването на особени вулканични пейзажи.

Както е известно, кратерите и върховете на много големи вулкани са центрове на планинско заледяване. Тъй като формираните тук ледникови релефни форми нямат фундаментални характеристики, те не се разглеждат специално. Речните форми на вулканичните райони имат своя специфика. Разтопените води, калните потоци, които често се образуват по време на вулканични изригвания, атмосферните води значително влияят върху склоновете на вулканите, особено тези, в структурата на които основната роля принадлежи на пирокластичен материал. В този случай се образува радиална система от овраговата мрежа – т.нар баранкос.Това са дълбоки ерозионни бразди, които се разминават, така да се каже, по радиусите от върха на вулкана (виж - фиг. 17).

Barrancos трябва да се разграничава от браздите, изорани в рохкавата покривка от пепел и лапили от големи блокове, изхвърлени по време на изригването. Такива образувания често се наричат белези.Шаровете, като оригинални линейни вдлъбнатини, могат след това да бъдат трансформирани в ерозионни бразди. Има мнение, че значителна част от баранкос е основана върху бившите шари.

Общият модел на речната мрежа във вулканичните райони също често има радиален характер. Други отличителни черти на речните долини във вулканичните региони са водопади и бързеи, образувани в резултат на реки, пресичащи потоци от втвърдена лава или капани, както и язовири езера или езероподобни разширения на долини на мястото на дренирани езера, които се появяват, когато реката е блокирана от поток от лава. В местата на натрупване на пепел, както и върху покритията от лава, поради високата пропускливост на скалите на огромни площи, може изобщо да няма водни течения. Такива райони имат вид на скалисти пустини.

Много вулканични региони се характеризират с изтичане на горещи води под налягане, т.нар гейзери.Горещите дълбоки води съдържат много разтворени вещества, които се утаяват, когато водите се охладят. Затова местата, където извират топли извори, са заобиколени от синтеровани, често причудливи по форма тераси. Гейзерите и придружаващите ги тераси са широко известни в Йелоустоунския парк в САЩ, в Камчатка (Долината на гейзерите), в Нова Зеландия и в Исландия.

Във вулканичните райони има и специфични форми на подготовка за изветряне и денудация. Така, например, дебели базалтови покрития или потоци от базалтова, по-рядко андезитна, лава, когато се охладят и под въздействието на атмосферни агенти, се разбиват от пукнатини в колонни единици. Доста често отделните части са многостранни стълбове, които изглеждат много впечатляващи в разкрития. Разкритията на пукнатини по повърхността на лавовото покритие образуват характерен многоъгълен микрорелеф. Такива пространства на лавови изходи, разделени от система от многоъгълници - шестоъгълници или петоъгълници, се наричат "мостови великани".

При продължителна денудация на вулканичния релеф се разрушават преди всичко натрупвания от пирокластичен материал. По-устойчива лава и други магмени образувания

изложени на подготовка от екзогенни агенти. Характерните форми на приготвяне са посочените по-горе. диги,и шии(подготвени тапи от лава, втвърдени в кратера на вулкан).

Дълбоката ерозионна дисекция и денудацията на склоновете могат да доведат до разделянето на лавовото плато на отделни платовидни възвишения, понякога далеч едно от друго. Такива остатъчни форми се наричат Маас(единствено число - меза).

кратки кодове">

Поради големия обем този материал е разположен на няколко страници:
4

5. Игнатенко И.В., Хавкина Н.В. Подбури на Далечния североизток на СССР // География и генезис на почвите

Магаданска област. - Владивосток: Издателство на Далекоизточния научен център на Академията на науките на СССР. - С. 93-117.

6. Класификация и диагностика на руски почви / L.L. Шишов [и др.]. - Смоленск: Ойкумена, 2004. - 342 с.

7. Почвено-географско райониране на СССР. - М.: Издателство на Академията на науките на СССР, 1962. - 422 с.

8. Почвознание / изд. В.А. Ковди, Б.Г. Розанов. - Част 2. - М .: Висше. училище, 1988. - 367 с.

UDC 631.48 (571.61) E.P. Синелников, Т.А. Чеканникова

СРАВНИТЕЛНА ОЦЕНКА НА ИНТЕНЗИТЕТА И ПОСОКАТА НА ПРОЦЕСИТЕ НА ТРАНСФОРМАЦИЯ НА МАТЕРИАЛНИЯ СЪСТАВ НА ПРОФИЛА НА ИЗБЕЛЕНИТЕ ПОЧВИ НА РАВНИННИТЕ ТЕРИТОРИИ НА ПРИМОРСКАТА ТЕРИТОРИЯ И ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИТЕ КАРБОНАТНИ ПОЧВИ НА ЮЖНАТА ТАЙГА

ЗАПАДЕН СИБИР

Статията предоставя подробен анализ на процесите на трансформация на материалния състав на почвите в Южен Сибир и Приморие. Не са открити съществени разлики в интензивността и посоката на водещите елементарни почвени процеси.

Ключови думи: Приморски край, Западен Сибир, дерново-подзолисти почви, карбонатни почви, сравнителна оценка.

Е. П. Синелников, Т. А. Чеканникова

СРАВНИТЕЛНА ОЦЕНКА НА ПРОЦЕСИТЕ НА ТРАНСФОРМАЦИЯ НА ПРОФИЛНАТА МАТЕРИАЛНА СТРУКТУРА И ИНТЕНЗИТЕТ И ОРИЕНТАЦИЯ НА ПЛОСКИТЕ ТЕРИТОРИИ, ИЗБЕЛЕНИ ПОЧВИ НА ПРИМОРСКИ КРАЙ И СЕСПИТОЗНО-ПОДЗОЛИСТИ КАРБОНАТНИ ПОЧВИ В ЗАПАДЕН СИБИР

Извършен е подробен анализ на процесите на трансформация на почвената материална структура в Южен Сибир и Приморския край. Не се установяват съществени различия в интензивността и насочеността на водещите елементарни почвени процеси.

Ключови думи: Приморски край, Западен Сибир, сепито-подзолисти почви, карбонатни почви, сравнителна оценка.

Оценката на степента на диференциация на материалния състав на почвения профил в резултат на действието на различни елементарни почвени процеси отдавна е неразделна част от изследванията на генетичните свойства на почвената покривка във всеки регион. Основата на такива анализи е положена от трудовете на A.A. Роде,

Изследвани са особеностите на диференциацията на материалния състав на почвите в южната част на руския Далечен изток в сравнение с почвите на други региони, близки по генетични параметри.

C.V. Zonn, L.P. Рубцова и E.N. Руднева, Г.И. Иванов и др.. Резултатът от тези изследвания, базирани главно на анализа на генетичните параметри, беше твърдението за преобладаването на процесите на остъкляване, избелване, псевдоподзолизиране и пълното изключване на процесите на озолизиране тук.

В този доклад ние направихме опит да сравним посоката и интензивността на процесите на трансформация на материалния състав на профила на избелени почви от равнинната част на Приморие с дерново-подзолисти остатъчни варовити почви на Западен Сибир въз основа на количествени показатели за баланса на основните елементи на материалния състав.

Изборът на сибирски почви като сравнителен вариант не е случаен и се определя от следните условия. Първо, остатъчно-варовитите дерново-подзолисти почви на Сибир са формирани върху мантийни глинести почви с високо съдържание на глинести частици и обменни основи, което изключва фундаментални различия още на първия етап от анализа. Второ, това е наличието на подробни монографични данни и балансови изчисления на трансформацията на материалния състав, публикувани от I.M. Гаджиев, което значително улеснява изпълнението на нашата задача.

За сравнителен анализ използвахме данните на I.M. Гаджиев по участъци 6-73 (дерново-силно оподзолени) и 9-73 (дерново-слабо оподзолени почви). Като опции за избелена почва

Приморие взехме кафяво-избелени и ливадни глеево-слабо избелени почви. Първоначалните данни за тези почви, както и оценка на трансформацията на техния материален състав в зависимост от геоморфологичното местоположение и степента на избелване, са представени от нас в предишното съобщение. Основните показатели на дерново-подзолистите почви са представени в таблица 1.

Анализът на данните в таблица 1 от този доклад и таблица 1 от предишния показва две важни точки: първо, това е доста сходен състав на изходните скали, и второ, ясно изразено разделение на профилите на всички анализирани участъци на акумулативни -елувиални и илувиални части. И така, според E.P. Синелников, съдържанието на глинести частици в почвообразуващата скала на равнините на Приморието е 73-75%, за южната тайга на Западен Сибир 57-62%. Съдържанието на глинеста фракция е съответно 40-45 и 35-36 процента. Общата стойност на обменните Ca и Mg катиони в езерно-алувиалните отлагания на Приморие е 22-26 meq на 100 грама почва, в покриващите глинести глини на Сибир 33-34, стойността на действителната киселинност е 5,9-6,3 и 7,1 -7,5 единици, съответно. pH. Остатъчното карбонатно съдържание на скалите се проявява в свойствата на изходните скали на анализираните участъци на Сибир, но ефектът му върху физикохимичното състояние на горните хоризонти е минимален, особено при средно и силно подзолисти почви.

Изследвайки проблема с диференциацията на профила на дерново-подзолистите почви, I.M. Гаджиев отбелязва ясно разграничаване на елувиалната част, обеднена на сескиоксиди и обогатена със силициев диоксид, и илувиалната част, в известна степен обогатена с основните компоненти на материалния състав, в сравнение с надлежащите хоризонти. В същото време тук не е установено забележимо натрупване на оксиди по отношение на оригиналната скала и дори намалено. Подобна закономерност се проявява и в избелените почви на Приморието.

Позовавайки се на трудовете на A.A. Роде, И.М. Гаджиев смята, че този факт потвърждава закономерността на поведението на веществото по време на процеса на образуване на подзол, чиято същност „...се състои в пълното разрушаване на минералната основа на почвата и транзитното изхвърляне на получените продукти далеч отвъд почвен профил". По-специално, според I.M. Гаджиев, общото количество на обезмасляване на общата дебелина на почвените хоризонти спрямо основната скала варира от 42-44% в силно оподзолена почва до 1,5-2% в слабо оподзолена.

маса 1

Основните показатели на материалния състав на остатъчно-варовити дерново-подзолисти почви на Западен Сибир (изчислени според I.M. Gadzhiev)

Хоризонт Очаквана дебелина, cm Съдържание на частици<0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

2 o so o o o o o) 1_1_ o o 2 2 o o o o o 2 a) o_ o o o o< 2 о со о од < со о од О) 1_1_ со о /2 о со со о 2 а) о_ со о од < 2 о СО со о од < со о од О) 1_1_ со о £ /2 о со со о 2 а) о_ со о од <

Секция 6-73 Търново-силно оподзолена

А1 4 23 1.10 74.7 14.2 4.3 7.5 5.1 79.3 11.1 3.1 10.3 5.7 58.2 25.1 8.5 3.2 4, 6

А2 20 23 1.32 73.8 14.3 4.2 7.4 5.4 78.6 11.1 2.7 10.4 6.4 56.8 25.3 9.4 3.1 4, 2

Bh 18 40 1.43 70.0 16.7 5.5 5.9 4.8 74.4 14.3 4.0 7.5 5.6 55.8 27.9 12.7 2.6 3, 4

B1 31 45 1.55 67.4 17.3 5.6 5.6 4.8 76.6 10.9 1.3 11.3 11.5 55.2 26.5 10.8 2.8 3, 8

B2 27 40 1.53 68.4 18.3 6.2 5.2 4.6 77.0 11.8 2.7 9.7 6.7 55.5 26.7 10.8 2.9 3, 8

BC 24 38 1.52 68.4 16.7 5.6 5.7 4.6 76.3 11.1 2.6 10.2 6.8 55.7 25.9 10.9 2.9 3, 8

C 10 36 1.52 68.4 16.2 6.3 5.7 4.5 75.7 10.8 1.7 10.0 10.4 55.9 25.7 11.3 2.9 3, 5

А1 6 23 0.89 72.0 14.6 4.3 7.0 5.0 76.1 12.0 2.6 9.7 7.3 56.6 24.2 10.8 3.1 3, 5

А2 8 29 1.20 72.1 14.4 4.6 7.0 4.9 78.2 10.4 2.2 11.2 7.3 56.4 24.5 10.6 3.1 3, 6

Bh 30 40 1.35 69.0 15.3 5.7 6.2 4.3 77.4 8.7 2.1 8.1 11.3 55.3 26.1 11.6 2.8 3, 5

B1 22 42 1.46 67.5 17.6 6.2 5.3 4.4 75.4 11.1 2.6 10.0 6.8 55.2 27.6 11.9 2.7 3, 6

B2 18 42 1.45 67.7 16.8 5.6 5.7 4.7 76.3 9.8 1.5 12.3 10.6 54.8 27.3 11.8 2.7 3, 7

BC 38 41 1.46 67.4 16.9 5.6 5.6 4.7 75.2 11.0 2.1 10.5 8.3 54.7 26.5 11.4 2.7 3, 6

C 10 35 1.48 67.4 16.0 5.5 5.9 4.1 74.2 11.5 2.7 8.9 8.6 55.2 25.4 10.7 2.9 3, 7

Подобни изчисления, извършени от автора за черноземни почви и сиви горски почви, показаха пълна идентичност на посоката и скоростта на пренареждане на материалния състав в сравнение с автоморфните почви на подзоната на южната тайга на Сибир. При което ". черноземът, излужен от почвените хоризонти, по отношение на състава на тиня, желязо и алуминий, в сравнение с оригиналната скала, практически повтаря дерново-слабо подзолиста почва, тъмносивата горска подзолиста почва е близка до дерново-средно подзолиста почва , а светлосивата горска оподзолена почва се доближава по тези показатели до дерново-силно оподзолената почва. Това състояние на нещата позволява на автора да заключи, „... че формирането на съвременните дерново-подзолисти почви се извършва върху вече добре диференцирана минерална основа, най-общо казано, дълбоко елувиално-трансформирана в сравнение с оригиналната скала, следователно, едва ли е уместно елувиално-илувиалната диференциация на профила да се приписва само на процеса на подзолообразуване в съвременния му смисъл”.

Най-близък по състав до оригиналната скала е хоризонт С от слабо подзолиста почва, като по отношение на анализираната дебелина на съвременния почвен профил съдържа 4537 тона тиня, 2176 тона алуминий и 790 тона желязо на хектар. При близък по дебелина профил на силно оподзолена почва подобни показатели са: 5240, 2585 и 1162 тона на хектар. Тоест само поради повишената миграция на вещества в профила на силно оподзолена почва, равна по дебелина на изходната основна скала, е трябвало да се извършат 884 тона на хектар тиня, 409 тона алуминий и 372 тона желязо. Ако преведем тези показатели в кубичен метър, получаваме съответно: 88,4; 40,9 и 37,2 кг. В действителност профилът на силно оподзолената почва според I.M. Гаджиев, спрямо основната скала са загубили 15,7 kg силициев диоксид, 19,8 kg алуминий и 11 kg желязо на m3.

Ако вземем предвид загубата на анализирани вещества в профила на дерново-силно подзолиста почва спрямо първоначалното съдържание на вещества в скалата на слабо подзолиста почва, тогава получаваме, че загубата на тиня ще бъде 135 kg/m3, а натрупването алуминий, напротив, ще бъде 7,5 кг, а желязо 3,4 кг.

За да разберем същността на протичащите процеси на трансформация на материалния състав на дерново-подзолистите почви на Западен Сибир и да сравним резултатите с избелените почви на равнините на Приморие, ние разложихме, използвайки метода на V.A. Търгуляна, брутното съдържание на основни оксиди на дял, постъпващи в едрозърнеста (> 0,001 mm) и тинеста фракция. Резултатите, получени за дерново-подзолистите почви на Сибир, са представени в таблица 2 (съответните показатели за избелените почви на Приморие са дадени в.

Целият профил на изследваните почви е сравнително ясно разделен на четири зони: акумулативна (хоризонт A1), елувиална (хоризонти A2 и Bh), илувиална (хоризонти B1, B2 и BC) и основна скала (хоризонт C), спрямо които всички изчисления в таблица 2. Подобно разделение позволява по-контрастна оценка на същността и посоката на процесите на трансформация на материалния състав в рамките на конкретен почвен профил и обща оценка на баланса на материалния състав.

таблица 2

Основните показатели за баланса на материалния състав на остатъчния карбонатен дерново-подзолист

почви спрямо основна скала, kg/m3

Гори- Механични елементи Съдържание в едрозърнест Съдържание в глинеста фракция

Груба земя Il SiO2 AI2O3 Fe2O3 SiO2 AI2O3 Fe2O3

1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ± 1 2 ±

Раздел 6-73 Силно подзолист

А1 37 34 -3 23 10 -13 28 27 -1 4 4 0 0.6 1.0 +0.4 13 6 -7 6 2 -4 2.5 0.8 -1.7

А2 187 201 +14 117 63 -54 142 158 +16 20 22 +2 3.2 5.4 +2.2 65 36 -29 30 16 -14 12.6 5.9 -6.7

Bh 168 200 +32 105 58 -47 127 149 +22 18 28 +10 2.9 8.0 +5.1 58 32 -26 27 16 -11 11.3 6.6 -4.7

B1 290 287 -3 181 197 +12 219 220 +1 31 31 0 5.0 9.7 -1.3 101 107 +6 47 54 +7 19.5 24.5 +5.0

B2 253 225 -27 157 187 +30 191 173 -18 27 27 0 4.3 6.1 +1.8 88 104 +16 41 50 +9 17.0 20.0 +3.0

BC 225 217 -8 140 148 +8 170 165 -5 24 24 0 3.8 5.6 +1.8 78 82 +4 36 38 +2 15.1 15.9 +0.8

Секция 9-73 Търново-слабо подзолиста

А1 57 41 -16 32 12 -20 42 31 -11 6 5 -1 1.6 1.1 -0.5 18 7 -11 8 3 -5 3.4 1.3 -2.1

А2 80 68 -12 42 28 -14 56 53 -3 9 7 -2 2.1 1.5 -0.6 24 16 -8 11 7 -4 4.6 2.9 -1.7

Bh 285 242 -43 159 163 +4 211 187 -24 33 21 -12 7.8 5.1 -2.7 88 90 +2 41 43 +2 17.1 18.9 +1.8

B1 209 185 -24 117 136 +19 155 139 -15 24 20 -4 5.7 4.8 -0.9 65 75 +10 30 38 +8 12.5 16.2 +3.7

B2 171 152 -19 96 109 +13 127 116 -11 20 15 -5 4.7 2.3 -2.4 53 59 +6 25 30 +5 ​​​​10.3 12.8 +2.5

BC 361 329 -32 202 225 +23 267 248 -19 41 36 -5 9.9 6.9 -3.0 112 123 +11 52 60 +8 21.7 25.4 +3.7

Забележка. 1 - начални стойности; 2 - съдържание в момента.

Таблица 2 показва, че посоката и интензивността на процесите на трансформация на материалния състав на „сродните“ почвени двойки далеч не са еднозначни. В елувиалната зона на профила на силно оподзолена почва се натрупват едроземни фракции спрямо основната скала (+46 kg/m3) и се отстранява тиня (-101 kg). В илувиалната зона на тези почви, напротив, едрата земя се отстранява (-38 kg) и се натрупва тиня (+50 kg). Общият баланс на едрата земя като цяло по протежение на профила е ясно неутрален (+5 kg), като се вземе предвид известна конвенционалност на компонентите на изчислените показатели. Общият баланс на утайките е отрицателен -64 кг.

В дерново-слабоподзолистата почва във всички зони на профила се наблюдава намаление на съотношението на едра пръст спрямо основната скала, общо -146 kg. Натрупването на глинеста фракция (55 kg) е характерно само за илувиалната част и по този показател хоризонти B както на силно подзолисти, така и на слабо подзолисти почви са практически близки, 50–55 kg/m3, но общото натрупване на тиня в хоризонти В преобладава над изнасянето му от елувиалната акумулативна зона (+25 kg).

По този начин в почвите с различна степен на подзоличност естеството на преразпределението на механичните елементи е различно както по посока, така и по количествени показатели. В силно подзолиста почва има по-мощно отстраняване на тиня от повърхностните хоризонти извън почвения профил, докато в слабо подзолиста почва, напротив, се наблюдава слабо отстраняване на тиня с интензивно отстраняване на едра пръст от почти цялата дебелина на почвения профил.

В кафяво-избелената почва на Приморие (BO) посоката на процесите на преразпределение на механичните елементи е от същия тип като в силно подзолистата почва, но интензивността (контрастът) е много по-висока. И така, натрупването на едра пръст в планините. A2 е 100 kg, а изнасянето от илувиалния слой е 183, което е общо -81 kg, при +5 в силно подзолиста почва. Изнасянето на тиня протича активно в цялата елувиално-акумулативна част на профила (-167 kg), а натрупването й в хоризонт Б е само 104 kg. Общият баланс на тиня в почвата BP е -63 kg, което е почти идентично със силно оподзолената почва. В ливадно-глеевата слабо избелена почва (LGhb) посоката на процесите на преразпределение на механичните елементи е почти същата като в BS почвата, но интензитетът е много по-нисък, въпреки че общият баланс на елементите е доста близък и дори надвишава тази на по-избелената почва.

Следователно интензивността на процеса на избелване всъщност не корелира с характера на преразпределението на механичните елементи, въпреки че кафяво-избелените почви са много по-стари и са преминали етапа на ливадни глееви почви в миналото.

Анализирайки сумарното и индивидуалното участие на основните оксиди (NiO2, AI2O3, Fe2O3) в материалния състав на едроземните и тинските почви на отделните зони на почвения профил на участъците спрямо основната скала, могат да се установят следните особености и закономерности .

В хоризонт А1 на силно подзолиста почва, с отнемане на 3 kg едра пръст, количеството на оксидите е 1,6 kg; в елувиалната част на профила сумата от основни оксиди е с 11 kg по-голяма от масата на грубата земя, докато в илувиалната част, напротив, масата на грубата земя е с 14 kg по-голяма от сумата на оксидите.

В хумусния хоризонт на слабо подзолиста почва делът на едрата земя е с 4 kg повече от общото съдържание на оксиди, в елувиалната зона този излишък е 10 kg, а в илувиалната част - 20 kg.

В хоризонти А1 и А2 на студовете на Приморие масата на грубата земя практически съвпада с масата на основните оксиди, а в хоризонти В надвишава с почти 50 kg. В елувиално-акумулативната част на профила на ливадно-глеевата слабо избелена почва се запазва закономерността, т.е. масата на едрата земя съвпада с масата на оксидите, а в илувиалните хоризонти B е с 20 kg повече.

При оценката на анализираните стойности преразпределението на механичните елементи и основните оксиди от материалния състав на почвата е от голямо значение за дебелината на изчисления слой, следователно за реално сравнение на посоката и интензивността на процесите, получените балансовите стойности трябва да бъдат намалени до равен слой по дебелина. Като се има предвид ниската дебелина на хумусния хоризонт на девствени подзолисти почви, изчисленият слой не може да бъде повече от 5 см. Резултатите от тези преизчисления са дадени в таблица 3.

Резултатите от преизчислението за еднаква дебелина на анализирания почвен слой ясно показват фундаменталната разлика в преразпределението на материалния състав на дерново-подзолистите почви на Сибир и избелените почви на Приморието в зависимост от тежестта на основните процеси на почвообразуване .

Таблица 3

Баланс на механични елементи и основни оксиди (kg) в изчисления слой 5x100x100 cm

спрямо основната скала

Пласт, хоризонти Механични елементи Едрозем (> 0,001) Тинеста фракция (<0,001)

>0,001 <0,001 SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Ба- ланс SiO2 AІ2Oз Fe2Oз Баланс

Модерно-силно подзолиста почва

A1 -3.7 -16.2 -1.2 0 +0.5 -0.7 -8.7 -5.0 -2.1 -5.8

А2 +В +6.0 -13.3 +5.0 +1.6 +0.9 +7.5 -7.1 -3.2 -1.5 -11.9

B -2.3, +3.0 -1.3 0 +0.1 -1.2 +1.6 +1.1 +0.5 +3.2

Слабо подзолиста почва

A1 -13.3 -16.6 -9.1 -0.8 -0.4 -10.3 -9.1 -4.1 -1.7 -14.9

А2 +В -7.1 -1.3 -3.5 -1.8 -0.4 -5.7 +0.8 -0.3 0 +0.5

B -3,0 +2,2 -1,8 -0,6 -0,3 -2,7 +1,1 +0,8 +0,4 +2,3

Кафяво-избелена почва

A1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

A2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

B -9.1 +5.2 -6.4 +0.1 -0.1 -6.4 -2.5 -0.5 +0.5 +2.7

Ливадна глеева слабо избелена почва

A1 -1.1 -19.0 -0.8 0 +0.3 -0.5 -0.1 -5.9 -2.2 -18.1

А2 +0.5 -13.0 +0.9 +1.0 +0.2 +2.1 -7.0 -3.7 -1.8 -12.4

B -6,6 +2,5 -5,6 +0,4 +0,2 -5,0 +1,9 +0,3 +0,5 +2,3

По-специално, само в слабо подзолисти почви има максимално отстраняване на едра пръст по целия профил спрямо оригиналната скала. Максимумът пада върху хумусния хоризонт. Натрупването на едра пръст в елувиалната част на избеления почвен профил е 2–3 пъти по-голямо, отколкото в силно оподзолената почва.

Във всички анализирани участъци се наблюдава интензивно изнасяне на тиня от хумусния хоризонт: от 16 kg в подзолисти почви до 19-22 в избелени. В елувиалната част на профила изнасянето на тиня е малко по-малко и е почти еднакво за всички участъци (13–17 kg). Единственото изключение е участъкът от слабо подзолиста почва, където отнемането на тиня е минимално - 1,3 kg. В илувиалната част на профила на всички разрези се натрупва тиня от 2 до 5 kg на 5 cm почвен слой, което е абсолютно неравномерно на изнасянето й от горните пластове.

Повечето изследователи на подзолисти и сродни почви са склонни да вярват, че основният критерий за разлагането на тиня (подзолизация) или нейната равномерност в профила (лесификация) е показателят за молекулното съотношение SiO2 / R2O3, въпреки че има противоречия. По-специално, S.V. Zonn et al., подчертават, че в условията на чести промени в условията на редуциране и окисление, което е типично за Primorye, има значителна промяна не в светлината, а в големи фракции от гранулометричния състав на почвите и особено в съдържанието на желязо , който при освобождаване преминава в сегрегирано състояние. И това, според авторите, е фундаменталната разлика между химията на кафяво-избелените почви и дерново-подзолистите почви.

Въз основа на тези разпоредби сравнихме молекулните съотношения SiO2 / R2O3 и AI2O3 / Fe2O3 в „едроземните“ и тинята на участъците, като взехме тяхната стойност в основната скала за 100%. Естествено, стойност под 100% показва относително натрупване на сескиоксиди в определена част от почвения профил и, обратно, стойност над 100% показва тяхното намаляване. Получените данни са представени в таблица 4.

Анализът на данните в таблица 4 ни позволява да забележим, че съдейки по съотношението SiO2 / R2O3 на глинестата фракция, няма значителни разлики между хоризонтите на подзолистите почви (± 7%). В участъците с избелени почви тази тенденция се запазва, но нивото на разширение на молекулните съотношения в хоризонти А1 и А2 достига 15–25%, в зависимост от степента на избелване.

Стойността на съотношението AI2O3/Fe2O3 в глинестата фракция на слабо подзолистите и силно избелените почвени участъци е наистина стабилна във всички хоризонти и, напротив, значително се различава от тази на силно подзолистите и

слабо избелени почви. Тоест, не може да се направи еднозначно заключение за степента на диференциация на тинята в зависимост от тежестта на основния процес на оподзоляване или избелване в разглежданите участъци.

Таблица 4

Анализ на големината на молекулните съотношения спрямо основната скала

Содно-подзолисти почви Избелени почви

силен-слаб-силен-слаб-

подзолист подзолист избелен избелен

Хоризонт 3 O3 2 SI /2 o s/e 3 O3 2 1_1_ /3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s/e 3 O3 2 1_1_ /3 O3 s 3 O3 2 SI 2 o s/e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ /3 O3<

Фракции от "едра земя" (> 0,001 mm)

A1 103 55 109 110 108 97 100 100

A2 104 64 126 110 115 87 112 105

B 97 64 138 160 101 87 80 103

C 100 100 100 120 100 100 100 100

Фракции "тиня" (< 0,00" мм)

A1 110 131 107 94 126 104 124 120

A2 107 120 107 97 115 98 103 122

B 100 108 93 100 100 102 100 107

C 100 100 100 100 100 100 100 100

Съотношението A12O3 / Pb20s в грубата почва е малко по-изразено в профила на силно подзолиста почва (-40; -45%) и белини -13%. В почвените профили на слабо изразения ESP тип това съотношение има противоположна положителна тенденция (+5; +10%), а максималното отклонение от основната скала (+60%) е в B хоризонт на слабо оподзолената почва. .

По този начин нито първоначалните данни за материалния състав, нито опитите за анализирането им с помощта на различни изчислени показатели разкриха ясно изразени разлики както между подзолистите и избелените типове почви, така и в зависимост от степента на тежест на водещия тип елементарен процес на почвообразуване, в този случай образуване на подзол и лесиваж.

Очевидно фундаменталните различия в тяхното проявление се дължат на по-динамични процеси и явления, свързани с хумусообразуването, физико-химичното състояние и окислително-възстановителните процеси.

Литература

1. Гаджиев И.М. Еволюция на почвата в южната тайга на Западен Сибир. - Новосибирск: Наука, 1982. - 278 с.

2. Зон С.В. На кафяви горски и кафяви псевдоподзолисти почви на Съветския съюз // Генезис и география

фия почви. - М.: Наука, 1966. - С.17-43.

3. Зонн С.В., Нечаева Е.Г., Сапожников А.П. Процеси на псевдоподзолизация и лесивация в горските почви на южния Приморие // Почвознание. - 1969. - № 7. - С.3-16.

4. Иванов Г.И. Образуване на почвата в южната част на Далечния изток. - М.: Наука, 1976. - 200 с.

5. Организация, състав и генезис на дерново-бледо-подзолиста почва върху покривни глинести почви / V.A. Тар-гулян [и др.]. - М., 1974. - 55 с.

6. Подзолисти почви на централните и източните части на европейската територия на СССР (върху глинести почвообразуващи скали). - Л.: Наука, 1980. - 301 с.

7. Роде А.А. Почвообразуващите процеси и тяхното изследване чрез стационарен метод // Принципи на организацията и методите на стационарното изследване на почвите. - М.: Наука, 1976. - С. 5-34.

8. Рубцова П.П., Руднева Е.Н. За някои свойства на кафявите горски почви в подножието на Карпатите и равнините на Амурския регион // Eurasian Soil Sci. - 1967. - № 9. - С. 71-79.

9. Синелников Е.П. Оптимизиране на свойствата и режимите на периодично преовлажнени почви / FEB DOP RAS, Primorskaya GSHA. - Уссурийск, 2000. - 296 с.

10. Синелников Е.П., Чеканникова Т.А. Сравнителен анализ на баланса на материалния състав на почвите с различна степен на избелване в равнинната част на Приморския край, Вестн. КрасГАУ. - 2011. - № 12 (63). - С.87-92.

UDC 631.4:551.4 E.O. Макушкин

ДИАГНОСТИКА НА ПОЧВИТЕ В ГОРНАТА ДЕЛТА СЕЛЕНГИ*

Статията представя диагностиката на почвите в горното течение на делтата на реката. Селенга на базата на морфогенетичните и физикохимичните свойства на почвите.

Ключови думи: делта, почва, диагностика, морфология, реакция, съдържание на хумус, тип, подтип.

E.O.Makushkin ПОЧВЕНА ДИАГНОСТИКА В ГОРНОТО ТЕЧИЕ НА ДЕЛТАТА НА РЕКА СЕЛЕНГА

В статията е представена диагностиката на почвите в горното течение на делтата на река Селенга въз основа на морфогенетичните, физичните и химичните свойства на почвите.

Ключови думи: делта, почва, диагностика, морфология, реакция, съдържание на хумус, тип, подтип.

Въведение. Уникалността на делтата на реката Селенга е, че това е единствената сладководна делтова екосистема в света с площ над 1 хил. km2, включена в списъка на специално защитените природни обекти на Рамсарската конвенция. Поради това е интересно да се изследват неговите екосистеми, включително почвените.

Преди това, в светлината на новата класификация на почвите в Русия, ние диагностицирахме почвите на повишени райони на терасираната заливна низина и големия остров (остров) Сенная в средната част на делтата, малки и големи острови на периферната част на делтата.

Мишена. Извършете класификационна диагностика на почвите в горното течение на делтата, като вземете предвид наличието на определен контраст в ландшафта и спецификата на влиянието на природните и климатичните фактори върху образуването на почвата.

Обекти и методи. Обект на изследване са алувиалните почви от горното течение на делтата на реката. Селенга. Ключовите обекти бяха представени в приканалната и централната заливна низина на главния речен канал в близост до село (село) Мурзино, Кабански район на Република Бурятия, както и на островите с местни имена: Жилище (срещу селото Мурзино), Свинячий (800 м от с. Мурзино нагоре по течението).

В работата са използвани сравнително географски, физикохимични и морфогенетични методи. Класификационното положение на почвите е дадено съгласно. В методически аспект, отчитайки изискванията, работата е насочена преди всичко към морфогенетичните и физико-химичните свойства на горните хумусни хоризонти. Номерирането на погребаните хоризонти е извършено, като се започне от дъното на почвения профил, с главни римски цифри, както е обичайно при изучаването на почвообразуването в речните заливни низини.

Резултати и дискусия. Относно с. Мурзино, бяха положени редица почвени разрези. Първите три почвени участъка бяха положени по трансекта в райони от низинския фациес пред изкуствения язовир, непосредствено до селото към главния ляв канал на река Селенга, образуван през

В предишните глави разгледахме отразяването на геоложките структури в релефа и влиянието върху релефа на различни видове тектонични движения, независимо от времето на проява на тези движения.

Сега е установено, че основната роля във формирането на основните характеристики на съвременния релеф от ендогенен произход е

Ориз. 12. Схема на най-новите (неоген-кватернерни) тектонски движения на територията на СССР (според Н. И. Николаев, значително опростена): / - области на много слабо изразени положителни движения; 2 - области на слабо изразени линейни положителни движения; 3 - области на интензивни куполни издигания; 4 - области на слабо изразени линейни възходи и спадове; 5 - области на интензивни линейни издигания с големи (А)и значителен б)градиенти на вертикални движения; 6 - зони на възникващи (а) и преобладаващи (б) слягания; 7 - граница на зони със силни земетресения (7 точки и повече); 8 - границата на проявление на неоген-кватернерния вулканизъм; 9 – „Граница на разпространение на активните вулкани

ния спада към т.нар най-новите тектонични движения,под които повечето изследователи разбират движенията, извършени през неоген-кватернерното време. Това е доста убедително доказано, например, чрез сравнение на хипсометричната карта на СССР и картата на последните тектонични движения (фиг. 12). По този начин районите със слабо изразени вертикални положителни тектонски движения в релефа съответстват на равнини, ниски плата и плата с тънка покривка от кватернерни отлагания: Източноевропейската равнина, значителна част от Западносибирската низина, платото Устюрт, Централен Сибир Плато.

Областите на интензивно тектонско потъване, като правило, съответстват на низини с дебел слой седименти от неоген-кватернера: Каспийската низина, значителна част от Туранската низина, Северносибирската низина, Колимската низина и др. , Кавказ, Памир, Тиен-Шан, планините на Байкал и Забайкалия и др.

Следователно релефообразуващата роля на най-новите тектонски движения се проявява предимно в деформацията на топографската повърхност, в създаването на положителни и отрицателни релефни форми от различни порядки. Чрез диференциацията на топографската повърхност най-новите тектонични движения контролират разположението на повърхността на Земята на области на изнасяне и натрупване и, като следствие, области с преобладаване на денудационен (разработен) и акумулативен релеф. Скоростта, амплитудата и контрастът на последните движения значително влияят върху интензивността на проявата на екзогенни процеси и се отразяват в морфологията и морфометрията на релефа.

Изразяването в съвременния релеф на структури, създадени от неотектонски движения, зависи от вида и характера на неотектонските движения, литологията на деформируемите пластове и специфичните физико-географски условия. Някои структури се отразяват пряко в релефа, на мястото на други се образува обърнат релеф, на мястото на трети - различни видове преходни форми от директен към обърнат релеф. Разнообразието от взаимоотношения между релефа и геоложките структури е особено характерно за малките структури. Големите структури, като правило, намират пряк израз в релефа.

Наричат ​​се форми на релефа, които дължат произхода си на неотектонски структури морфоструктури.Понастоящем няма единна интерпретация на термина "морфоструктура" нито по отношение на мащаба на формите, нито по отношение на естеството на съответствието между структурата и нейното изразяване в релефа. Някои изследователи разбират под морфоструктури както директен, така и обърнат и всеки друг релеф, възникнал на мястото на геоложка структура, докато други разбират само директен релеф. Гледната точка на втория може би е по-правилна. С морфоструктури ще наричаме релефни форми от различен мащаб, чийто морфологичен облик до голяма степен съответства на видовете геоложки структури, които са ги създали.

Данните, с които в момента разполага геологията и геоморфологията, показват, че земната кора изпитва деформации почти навсякъде и от различен характер: както колебателни, така и нагъващи се и образуващи разкъсване. Например, в момента територията на Феноскандия и значителна част от територията на Севера Америка в съседстводо залива Хъдсън. Скорости на повдигане тезиплощите са много значими. Във Феноскандия те са 10 mm годишно (маркировките на морското ниво, направени през 18 век на брега на Ботническия залив, са повдигнати над сегашното ниво с 1,5-2,0 m).

Бреговете на Северно море в Холандия и съседните райони потъват, принуждавайки жителите да строят язовири, за да защитят територията от нахлуването на морето.

Интензивни тектонски движения изпитват райони на алпийско нагъване и съвременни геосинклинални пояси. Според наличните данни през неоген-кватернера Алпите са се издигнали с 3-4 км, само през кватернера Кавказ и Хималаите са се издигнали с 2-3 км, а Памир - с 5 км. На фона на повдиганията отделни зони в районите на алпийската нагъване изпитват интензивно слягане. И така, на фона на възхода. Заградената между тях Куро-Аракс низина в Голям и Малък Кавказ е подложена на интензивно потъване. Доказателство за съществуващите тук многопосочни движения е положението на бреговете на древните морета, предшествениците на съвременното Каспийско море. Крайбрежните седименти на едно от тези морета, Късното Банинско море, чието ниво е било разположено на абсолютна височина от 10–12 m, в момента се проследяват в рамките на югоизточната периклинала на Голям Кавказ и по склоновете на планината Талиш на абсолютни височини. от +200–300 м, а в рамките на Куро-Араксовата низина е разкрита от кладенци на абсолютни кота минус 250-300 м. Интензивни тектонски движения се наблюдават в рамките на средноокеанските хребети.

За проявата на неотектонските движения може да се съди по множество и много разнообразни геоморфоложки особености. Ето някои от тях: а) наличието на морски и речни тераси, чието формиране не е свързано с въздействието на изменението на климата; б) деформации на морски и речни тераси и древни денудационни повърхности; в) дълбоко потопени или високо издигнати коралови рифове; г) наводнени морски крайбрежни форми и някои подводни карстови източници, чието положение не може да се обясни с евстатични колебания на нивото на Световния океан или други причини; д) предходни долини, образувани в резултат на рязане от реката на тектонско издигане, което се случва по пътя й - антиклинална гънка или блок (фиг. 13).

За проявата на неотектонските движения може да се съди и по редица косвени признаци. Речните релефни форми са чувствителни към тях. По този начин районите, които изпитват тектонични издигания, обикновено се характеризират с увеличаване на плътността и дълбочината на ерозионното разчленяване в сравнение с райони, които са тектонично стабилни или изпитват слягане. Морфологичният облик на ерозионните форми също се променя в такива райони: долините обикновено стават по-тесни, склоновете стават по-стръмни, има промяна в надлъжния профил на реките и резки промени в посоката на тяхното течение в план, което не може да се обясни с други причини и т.н.

Ориз. 13. Антецедент през проломи на ръкавите на реката. Гердиманчай в източния край на Карамарянския рид. Азербайджанска ССР (по V. A. Grossheim)

По този начин съществува тясна връзка между характера и интензивността на последните тектонични движения и морфологията на релефа. Тази връзка позволява широкото използване на геоморфоложки методи при изследване на неотектонските движения и геоложкия строеж на земната кора.

Освен най-новите тектонски движения, има и т.нар съвременно движение,които според V. E. Khain се разбират като движения, които са се проявили в историческото време и се проявяват сега. За наличието на подобни движения свидетелстват много исторически и археологически данни, както и данни от многократни заравнявания. Високите скорости на тези движения, отбелязани в редица случаи, налагат спешната необходимост от тяхното отчитане при изграждането на дълготрайни съоръжения - канали, нефтопроводи и газопроводи, железопътни линии и др.

ГЛАВА 6. МАГМАТИЗЪМ И ОБРАЗУВАНЕ НА РЕЛЕФА

Магматизмът играе важна и много разнообразна роля при формирането на релефа. Това се отнася както за интрузивния, така и за ефузивния магматизъм. Релефните форми, свързани с интрузивния магматизъм, могат да бъдат или резултат от прякото влияние на магмени тела (батолити, лаколити и др.), или резултат от подготовката на интрузивни магматични скали, които, както вече беше споменато, често са по-устойчиви на външни сили от вместващите скали.техните седиментни скали.

Батолитите най-често се ограничават до аксиалните части на антиклинорията. Те образуват големи положителни форми на релефа, чиято повърхност е усложнена от по-малки форми, които дължат появата си на влиянието на определени екзогенни агенти, в зависимост от конкретни физико-географски условия.

Примери за доста големи гранитни батолити на териториите на СССР са масивът в западната част на планината Зеравшан в Централна Азия (фиг. 14), голям масив в веригата Конгуро-Алагез в Закавказието.

Лаколитите се срещат поединично или в групи и често са изразени релефно в положителни форми под формата на куполи или "хлябове". Добре известни лаколити от Северен Кавказ

(Фиг. 15) в района на град Минерални Води: планините Бещау, Лисая, Железная, Змеиная и др.. Типични лаколити, добре изразени в релефа, са известни и в Крим (планините Аю- Даг, Кастел).

Лаколитите и други интрузивни тела често имат веноподобни разклонения, т.нар апофизите.Те разрязват вместителните скали в различни посоки. Подготвените апофизи на земната повърхност образуват тесни, вертикални или стръмно падащи тела, наподобяващи срутващи се стени (фиг. 16.5- Б).

Пластовите интрузии се изразяват в релефа под формата на стъпала, подобни на структурни стъпала, образувани в резултат на селективна денудация в седиментни скали (фиг. 16, L- А).Препарираните листови интрузии са широко разпространени в Средносибирското плато, където са свързани с навлизането на скали. образуване на капан.

Магматичните тела усложняват нагънатите структури и отразяването им в релефа.

Ясно отразени в релефа са образувания, свързани с дейността на ефузивен магматизъм или вулканизъм, което създава напълно уникален релеф. Вулканизмът е обект на изучаване на специална геоложка наука - вулканологията, но редица аспекти на проявата на вулканизма са от пряко значение за геоморфологията.

В зависимост от характера на изходните отвори се разграничават изригвания ареален, линеенИ централен.Площните изригвания доведоха до образуването на обширни плата от лава.

Най-известните от тях са лавовите плата на Британска Колумбия и Декан (Индия). Изригналите маси могат също така да покрият огромни пространства от земната повърхност с непрекъснато покритие по време на пукнатинен вулканизъм.

В съвременната геоложка ера най-често срещаният тип вулканична дейност е централният тип изригвания, при които магмата тече от вътрешността към повърхността до определени „точки“, обикновено разположени в пресечната точка на два или повече разлома. Потокът от магма се осъществява през тесен захранващ канал. Продуктите от изригването се отлагат периклинално (т.е. с падане във всички посоки) спрямо изхода на захранващия канал към повърхността. Следователно повече или по-малко значителна акумулативна форма, самият вулкан, обикновено се издига над центъра на изригването (фиг. 17).

Във вулканичния процес почти винаги могат да се разграничат два етапа - експлозивен, или експлозивен, и еруптивен, или етап на изхвърляне и натрупване на вулканични продукти. Подобният на канал път към повърхността пробива в първия етап. Излизането на лавата на повърхността е придружено от експлозия.В резултат на това горната част на канала се разширява като фуния, образувайки отрицателна релефна форма - кратер. Последващото изливане на лава и натрупването на пирокластичен материал се случва по периферията на тази негативна форма. В зависимост от етапа на активност на вулкана, както и естеството на натрупване на продукти от изригване, се разграничават няколко морфогенетични типа вулкани: маари, екструзивни куполи, щитови вулкани, стратовулкани.

Маар- отрицателна релефна форма, обикновено фуниевидна или цилиндрична, образувана в резултат на вулканична експлозия. По краищата на такава депресия почти няма вулканични отлагания. Всички известни в момента маари са неактивни, реликтови образувания. Голям брой маари са описани в района на Айфел в Германия, в Централния масив във Франция. Повечето от маарите във влажен климат се пълнят с вода и се превръщат в езера. Размерите на маарите са от 200 m до 3,5 km в диаметър на дълбочина от 60 до 400 m.

Взривни кратери, при които повърхностната част на вулканичния апарат е разрушена в резултат на продължителна денудация, се наричат взривни тръби.Древните експлозивни тръби в някои случаи са пълни с ултраосновна магмена скала - кимберлит. Кимбърлитът е диамантена скала и по-голямата част от диамантените находища (в Южна Африка, Бразилия, Якутия) са свързани с кимберлитови тръби.

Морфологията на акумулативните вулканични образувания до голяма степен зависи от състава на ефузивните продукти.

Екструзионни куполи- вулкани, образувани, когато кисела лава, например липаритен състав, навлезе на повърхността. Такава лава, поради бързо охлаждане и висок вискозитет, не е в състояние да се разпространява и да произвежда потоци лава. Тя се натрупва точно над отвора на вулкана и, бързо покрита с шлакова кора, приема формата на купол с характерна концентрична структура. Размерите на такива куполи са до няколко километра в диаметър и не повече от 500 m височина. Екструзивни куполи са известни в Централния френски масив, в Армения и на други места.

Щитови вулканисе образуват по време на изригване от централен тип в случаите, когато изригва течна и подвижна базалтова лава, способна да се разпространява на големи разстояния от центъра на изригването. Припокривайки се, потоците лава образуват вулкан със сравнително леки наклони - около 6-8 градуса, рядко повече. В някои случаи около кратера се образува само тесен пръстеновиден вал с по-стръмни склонове.Появата на такива валове се свързва с фонтани от лава, които изхвърлят шлака по ръба на кратера.

Щитовите вулкани са много характерни за исландския вулканичен пейзаж. Тук те са малки по размер, изчезнали. Планината Дингя е пример за щитов вулкан. Основата му е с диаметър около 6 км, относителната височина е около 500 м, диаметърът на кратера е около 500 м. Геоложкият разрез на вулкана се характеризира с наслояване, което се дължи на многократните изливания на лава.

Друга област, където щитовидните вулкани са особено известни, е Хавай. Хавайските вулкани са много по-големи от исландските. Най-големият от Хавайските острови - около. Хавай - състои се от три вулкана (Мауна Кеа, Мауна Лоа и Килауеа) от тип щит. От тях Мауна Лоа се издига над морското равнище с 4170 м. Въпреки такъв огромен размер, склоновете на тези планини са много леки. В основата на вулканите наклонът на повърхността не надвишава 3°, над него постепенно се увеличава до 10°, а от височина 3 km отново силно намалява. Върховете на вулканите приличат на плато от лава, в средата на което има гигантски кратер, който прилича на езеро от лава.

Наред с вулканите, които изхвърлят само течна лава, има такива, които изригват само твърд детритален материал - пепел, пясък, вулканични бомби, лапили. Това са т.нар шлакови вулкани.Те се образуват при условие, че лавата е пренаситена с газове и освобождаването й е придружено от експлозии, при които лавата се пръска, пръските й бързо се втвърдяват. За разлика от конусите от лава, стръмността на склоновете на вулканите от скория е до 45 °, т.е. близо до стръмността на естествения склон. Склоновете са по-стръмни, толкова по-груб е материалът, който ги съставя.

Пепелните шишарки са многобройни в Армения. Повечето от тях тук са ограничени до склоновете на по-големи стратовулкани; малки форми често се образуват директно върху потоци лава. Растежът на такива конуси може да се случи много бързо. И така, пепелният конус на Монте Нуова (Италия, околностите на Неапол) възникна за няколко дни буквално на равна земя и в момента представлява хълм с височина до 140 м.

Най-големите вулканични структури - стратоволци.Структурата на стратовулканите включва както слоеве от лава, така и слоеве от пирокластичен материал. Много стратовулкани имат почти! правилна конична форма: Фуджияма в Япония, Ключевская и Кроноцкая хълмове в Камчатка, Попокатепетъл в Мексико и др. (виж фиг. 17). Сред тези образувания не са рядкост планини с височина 3-4 км. Някои вулкани достигат до 6 км. Много стратовулкани носят вечен сняг и ледници по върховете си.

Много изгаснали или временно неактивни вулкани имат кратери, заети от езера.

Много вулкани имат т.нар калдери.Това са много големи, в момента неактивни кратери, а съвременните кратери често се намират вътре в калдерата. Известни са калдери с диаметър до 30 км. В долната част на калдерите релефът е сравнително равен; страните на калдерите, обърнати към центъра на изригването, винаги са много стръмни. Образуването на калдерите е свързано с разрушаването на вулканичния отвор чрез силни експлозии. В някои случаи калдерата има неуспешен произход. При изчезналите вулкани разширяването на калдерата може също да бъде свързано с активността на екзогенни агенти.

Своеобразен релеф се образува от течни продукти от вулканични изригвания. Лавата, изригнала от централните или страничните кратери, се стича по склоновете под формата на потоци. Както вече споменахме, течливостта на лавата се определя от нейния състав. Много дебела и вискозна лава има време да се втвърди и да загуби подвижност дори в горната част на склона. При много висок вискозитет той може да се втвърди в отвора, образувайки гигантска „колона от лава“ или „пръст от лава“, какъвто беше случаят например по време на изригването на вулкана Пеле на Мартиника през 1902 г. Обикновено потокът от лава изглежда като сплескан вал, простиращ се надолу по склона, със силно изразена подутина в края си. Базалтовите лави могат да предизвикат дълги потоци, които се простират на много километри и дори десетки километри и спират движението си в равнина или плато в близост до вулкана или в плоското дъно на калдерата. Базалтови потоци с дължина 60-70 км не са рядкост на Хавайските острови и Исландия.

Потоците от лава с липаритен или андезитов състав са много по-слабо развити. Дължината им рядко надвишава няколко километра. Като цяло, за вулканите, изхвърлящи продукти с киселинен или междинен състав, много по-голяма част от обема е пироклейен, а не лавов материал.

Докато се втвърдява, потокът от лава първо се покрива с кора от шлака. В случай на пробив на кората на което и да е място, неохладената част от лавата изтича изпод кората. В резултат на това се образува кухина - лава пещера,или пещера от лава.Когато покривът на пещерата се срути, той се превръща в отрицателна релефна форма на повърхността - лава улей.Коритата са много характерни за вулканичните пейзажи на Камчатка.

Повърхността на замръзналия поток придобива вид микрорелеф. Най-често срещаните са два вида повърхностен микрорелеф на потока лава: а) блоков микрорелефи б) чревна лава.Блоковите потоци от лава са хаотична купчина от ъглови или разтопени блокове с множество провали и пещери. Такива блокови форми възникват при високо съдържание на газове в състава на лавата и при относително ниска температура на потока. Чревните лави се отличават със странна комбинация от замръзнали вълни, извити гънки, като цяло, наистина „наподобяващи“ купчини гигантски черва или снопове усукани въжета ”(I.S. Shchukin). Образуването на такъв микрорелеф е типично за лави с висока температури и с относително ниско съдържание на летливи компоненти.

Освобождаването на газове от потока лава може да има характер на експлозия. В тези случаи шлаката се натрупва под формата на конус върху повърхността на потока. Такива форми се наричат ковачница.Понякога приличат на стълбове с височина до няколко метра. С по спокойно и продължително отделяне на газове от. пукнатини в шлаката се образуват т.нар фумароли.Редица продукти от отделянето на фумарол кондензират при атмосферни условия и около мястото, където излизат газовете, се образуват кратерни възвишения, съставени от кондензационни продукти.

С пукнатини и площни изливания на лава огромни пространства са, така да се каже, пълни с лава. Исландия е класическа страна на изригвания на пукнатини. Тук по-голямата част от вулканите и потоците от лава са ограничени до депресии. разчленяване на острова от югозапад на североизток (т.нар. Голям грабен на Исландия). Тук можете да видите листове лава, опънати по разломите, както и зейнали пукнатини, които все още не са напълно запълнени с лава. Пукнатинният вулканизъм е характерен и за Арменските планини. Съвсем наскоро изригвания на пукнатини се случиха на Северния остров на Нова Зеландия.

Обемът на потоците лава, изригнали от пукнатини в Големия грабен на Исландия, достига 10-12 кубически метра. км. Грандиозни площни изливания се случиха в близкото минало в Британска Колумбия, на платото Декан, в Южна Патагония. Слети потоци лава от различни възрасти образуват тук непрекъснати плата с площ до няколко десетки и стотици хиляди квадратни километра. Така колумбийското лавово плато има площ от повече от 500 хиляди квадратни километра, а дебелината на лавите, които го съставят, достига 1100-1800 м. Лавите запълниха всички негативни форми на предишния релеф, причинявайки почти идеалното му подреждане . В момента височината на платото е от 400 до 1800 м. Долините на множество реки дълбоко се врязват в повърхността му. Върху най-младите лавови покрития са запазени блоков микрорелеф, пепелни конуси, лавови пещери и корита.

По време на подводни вулканични изригвания повърхността на изригналите магмени потоци се охлажда бързо. Значителното хидростатично налягане на водния стълб предотвратява експлозивни процеси. В резултат на това се образува вид микрорелеф. сферичен,или възглавница, лава.

Изливите на лава не само формират специфични земни форми, но могат значително да повлияят на вече съществуващ релеф. Така че потоците от лава могат да повлияят на речната мрежа, да причинят нейното преструктуриране. Блокирайки речните долини, те допринасят за катастрофални наводнения или пресушаване на района; загубата на своите потоци. Прониквайки до морския бряг и втвърдявайки се тук, потоците лава променят очертанията на бреговата линия и образуват специален морфологичен тип морски брегове.

Изливането на лава и изхвърлянето на пироклитичен материал неизбежно предизвиква образуването на дефицит на маса в недрата на Земята. Последното предизвиква бързо слягане на части от земната повърхност. В някои случаи началото на изригването се предшества от забележимо повдигане на терена. Така например, преди изригването на вулкана Усу, на остров Хокайдо се образува голям разлом, по протежение на който площ от около 3 km 2 се повиши със 155 m за три месеца, а след изригването снижен с 95м.

Говорейки за релефообразуващата роля на ефузивния магматизъм, трябва да се отбележи, че по време на вулканични изригвания могат да настъпят внезапни и много бързи промени в релефа и общото състояние на околността. Такива промени са особено големи при изригвания от експлозивен тип. Например, по време на изригването на вулкана Кракатау в Зондския пролив през 1883 г., което имаше характер на поредица от експлозии, по-голямата част от острова беше унищожена и на това място се образуваха морски дълбочини до 270 м. Експлозията на вулканът предизвика образуването на гигантска вълна - цунами, което удари бреговете на Ява и Суматра. Той причини големи щети на крайбрежните райони на островите, което доведе до смъртта на десетки хиляди жители. Друг пример от този вид е изригването на вулкана Катмай в Аляска през 1912 г. Преди изригването вулканът Катмай имаше формата на правилен конус с височина 2286 м. По време на изригването цялата горна част на конуса беше разрушена от експлозии и калдера с диаметър до 4 km и дълбочина до 1100 m.

Вулканичният релеф е допълнително изложен на екзогенни процеси, водещи до образуването на особени вулканични пейзажи.

Както е известно, кратерите и върховете на много големи вулкани са центрове на планинско заледяване. Тъй като формираните тук ледникови релефни форми нямат фундаментални характеристики, те не се разглеждат специално.Флувиалните форми на вулканичните региони имат своя специфика. Разтопените води, калните потоци, които често се образуват по време на вулканични изригвания, атмосферните води значително влияят върху склоновете на вулканите, особено тези, в структурата на които основната роля принадлежи на пирокластичен материал. В този случай се образува радиална система от овраговата мрежа – т.нар баранкос.Това са дълбоки ерозионни бразди, които се разминават, така да се каже, по радиусите от върха на вулкана (виж фиг. 17).

Barrancos трябва да се разграничава от браздите, изорани в рохкавата покривка от пепел и лапили от големи блокове, изхвърлени по време на изригването. Такива образувания често се наричат белези.Шаровете, като оригинални линейни вдлъбнатини, могат след това да бъдат трансформирани в ерозионни бразди. Има мнение, че значителна част от баранкос е основана върху бившите шари.

Общият модел на речната мрежа във вулканичните райони също често има радиален характер. Други отличителни черти на речните долини във вулканичните региони са водопади и бързеи, образувани в резултат на реки, пресичащи потоци от втвърдена лава или капани, както и язовири езера или езероподобни разширения на долини на мястото на дренирани езера, които се появяват, когато реката е блокирана от поток от лава. В местата на натрупване на пепел, както и върху покритията от лава, поради високата пропускливост на скалите на огромни площи, може изобщо да няма водни течения. Такива райони имат вид на скалисти пустини.

Много вулканични региони се характеризират с изтичане на горещи води под налягане, т.нар гейзери.Горещите дълбоки води съдържат много разтворени вещества, които се утаяват, когато водите се охладят. Затова местата, където извират топли извори, са заобиколени от синтеровани, често причудливи по форма тераси. Гейзерите и придружаващите ги тераси са широко известни в Йелоустоунския парк в САЩ, в Камчатка (Долината на гейзерите), в Нова Зеландия и в Исландия.

Във вулканичните райони има и специфични форми на подготовка за изветряне и денудация. Така, например, дебели базалтови покрития или потоци от базалтова, по-рядко андезитна, лава, когато се охладят и под въздействието на атмосферни агенти, се разбиват от пукнатини в колонни единици. Много често отделните парчета са многостранни стълбове, които изглеждат много ефектно в разкрития. Разкритията на пукнатини по повърхността на лавовото покритие образуват характерен многоъгълен микрорелеф. Такива пространства на лавови изходи, разделени от система от многоъгълници - шестоъгълници или петоъгълници, се наричат "мостови великани".

При продължителна денудация на вулканичния релеф се разрушават преди всичко натрупвания от пирокластичен материал. По-устойчивата лава и други магмени образувания се подлагат на подготовка от екзогенни агенти. Характерните форми на приготвяне са посочените по-горе. диги,и шии(подготвени тапи от лава, втвърдени в кратера на вулкан).

Дълбоката ерозионна дисекция и денудацията на склоновете могат да доведат до разделянето на лавовото плато на отделни платовидни възвишения, понякога далеч едно от друго. Такива остатъчни форми се наричат Маас(единствено число - меза).

В резултат на продължителна денудация във вулканичните райони могат да възникнат и инверсионни форми на релефа. По този начин потоците от лава, които първоначално са заемали релефни вдлъбнатини (долини), могат да образуват висока удължена маса, която се издига над околната среда поради защитната роля на брониращия слой от лава (фиг. 18).

Вулканичният релеф е широко разпространен на земната повърхност. Доскоро, когато се говори за география на вулканите, обикновено се имаха предвид сухоземни вулкани. Проучванията от последните десетилетия показват, че в океаните няма по-малко вулканични форми и, очевидно, дори много повече, отколкото на континентите. Само в Тихия океан има най-малко 3000 подводни вулкана.

По-голямата част от най-новите и най-новите вулкани на сушата са ограничени до много специфични зони. Една от тези зони има предимно меридионална посока и се простира покрай западните брегове на двете Америки. Друга добре проучена зона от вулканични региони има географска ширина. Обхваща областите в близост до Средиземно море и се простира по-нататък на изток, където се пресича в индонезийския регион с третата вулканична зона, съответстваща на западната граница на Тихия океан. В третата зона повечето активни вулкани са ограничени до островни дъги- гирлянди от острови, ограждащи покрайнините на Тихия океан, в съседство с Азия и Австралия. В близост до островите са известни и много подводни вулкани.

Сравнително малък брой вулкани са ограничени до разломни зони, които пресичат такива древни континентални платформи като Африканската.

В океана много вулкани образуват острови, разположени далеч от континентите. От океанските вулканични острови могат да се назоват Хавай, Азорските острови, Реюнион, Тристан да Куня и много други. Исландия е особен вулканичен регион. На пръв поглед разпространението на такива вулкани изглежда нередовно, спорадично. Съществува обаче доста ясен модел в разпространението на тези вулкани. Това ще стане ясно, след като се разгледат основните характеристики на морфологията на планетарните релефи.

Изследователите на релефа и геоложката структура на океанското дъно единодушно отбелязват, че често срещаните тук подводни планини с плоски върхове гайотиса подводни вулкани, чиито върхове, на по-ниска относителна позиция на морското равнище, са били отрязани от абразия. Според сондажни и геофизични данни, основите на океанските коралови острови също имат вулканичен произход. Смята се, че широко разпространената хълмиста топография на океанското дъно е създадена главно от вулканични изригвания. Всичко това свидетелства за особено широко развитие на вулканичните процеси именно в пределите на Световния океан.

ГЛАВА 7. ЗЕМЕТРЕСЕНИЯТА КАТО ФАКТОР ЗА ЕНДОГЕННО ОБРАЗУВАНЕ НА РЕЛЕФА

Подобно на други ендогенни фактори, земетресенията имат значително релефообразуващо значение. Геоморфологичната роля на земетресенията се изразява в образуването на пукнатини, в изместването на блокове от земната кора по пукнатини във вертикална и хоризонтална посока, понякога в нагънати деформации.

Известно е например, че по време на земетресението в Ашхабад през 1948 г. в резултат на силни трусове на повърхността на земята са се появили множество пукнатини с различни размери. Някои от тях се простираха на много стотици метри, пресичайки хълмове и долини без видима връзка със съществуващия релеф. Масите се движеха по тях във вертикална посока с амплитуда понякога до 1 м. По време на Беловодското земетресение през 1885 г. (Киргизстан), в резултат на вертикално изместване по протежение на пукнатините на блоковете на земната кора, се образуваха первази с височина до 2,5 м .) насипът на Лисабон моментално потъна под вода и на негово място дълбочината на залива достигна 200 м., а другият потъна на 150-200 м.

Често в резултат на земетресения се образуват структури като грабени, съответно изразени в релефа под формата на отрицателни форми. Така по време на земетресението в Гоби-Алтай (1957 г.) в епицентралната зона се образува грабен с ширина 800 м, дължина 2,7 км, с амплитуда на движение по пукнатини до 4 м. Пукнатините достигат 20, а на места дори 60 м. В резултат на земетресение в района на Байкал през 1862 г. значителен участък от степта Кударин (в североизточната част на делтата на Селенга) с площ от около 260 km 2 потъва и при това на мястото се е образувал залив Провал с дълбочина до 8м.

Понякога по време на земетресения могат да възникнат специфични положителни форми на релефа. Така по време на земетресението в Северно Мексико (1887 г.) между два разлома се образуваха могили с височина до 7 m, а по време на земетресението в Асам в Индия редица острови изпъкнаха в морето, единият от които имаше дължина 150 m и ширина 25 м. В някои случаи, покрай В пукнатините, образувани по време на земетресения, водата се издигаше, носейки пясък и глина на повърхността. В резултат на това се появиха малки обемни конуси с височина 1-1,5 м, наподобяващи миниатюрни кални вулкани. Понякога по време на земетресения се образуват деформации като нагънати смущения. Така по време на земетресението в Япония през 1891 г. „върху земната повърхност се образуваха вълни с височина до 30 см и дължина от 3 до 10 м.

Поради факта, че много земни форми, които се появяват по време на земетресения, са сравнително малки, те бързо се срутват под въздействието на екзогенни процеси.

Не по-малка, а може би и по-важна релефообразуваща роля играят някои процеси, причинени от земетресения и съпътстващи ги. При земетресения в резултат на силни трусове „по стръмни планински склонове, брегове на реки и морета се появяват и активизират свлачища, сипеи, оси, а в силно навлажнени скали – свлачища и кални свлачища. Така по време на земетресението в Хаит в Таджикистан (1949 г.) се появиха големи свлачища и сипеи и село Хаит беше почти напълно погребано под киша, чиято дебелина достига няколко десетки метра. В резултат на земетресение през 1911 г. в Памир се случи голямо срутване. Срутената маса блокира долината на реката. Мургаб, образувайки язовир с ширина над 5 км и височина до 600 м. Смята се, че произходът на огромния язовир в горното течение на долината на реката е същият. Баксан в Кавказ. Често по време на земетресения по стръмните склонове на планините целият натрупан върху тях насипен материал се задвижва, образувайки мощни сипеи в подножието.

В резултат на земетресението в Алма-Ата през 1911 г., на северния склон на Заилийския Алатау, свлачища и киша заемат площ от повече от 400 km2.

Рохкав материал, натрупан в подножието на планинските склонове, в долините реки и временни потоци в резултат на описаните по-горе процеси, могат да послужат като източник на възникването кални потоци.Втурвайки се по долините, калните потоци извършват огромна разрушителна работа, а когато напускат планините, образуват големи наносни конуси.

Свлачищата, свлачищата, движенията на блоковете на земната кора по протежение на прекъсванията причиняват промени във хидромрежата: образуват се езера, появяват се нови, изчезват стари източници. По време на Андижанското земетресение (1902 г.) в долината на р. В Карадаря са се образували кални вулкани.

Определена релефообразуваща роля играят и тези земетресения, чиито източници са разположени в морето, или, както понякога се наричат, морски трусове. Под тяхно влияние се движат огромни масиви от рохкави, наситени с вода дънни седименти, дори по леките склонове на морското дъно.

Морските земетресения в някои случаи причиняват образуването на гигантски морски вълни - цунами, които, падайки върху брега, не само причиняват огромни разрушения на селища и структури, създадени от човека, но също така оказват значително влияние върху морфологията на морските брегове на някои места.

Подобно на вулканите, земетресенията по повърхността на земното кълбо са неравномерно разпределени: в някои райони те се случват често и достигат голяма сила, в други са редки и слаби. Средиземноморският пояс от нагънати структури от Гибралтар до Малайския архипелаг и периферните части на Тихия океан се характеризират с висока сеизмичност. Средноокеанските хребети, района на големите езера на Източна Африка и някои други територии се отличават със значителна сеизмичност.

Ако сравним картите на географията на вулканите и земетресенията, тогава е лесно да видим, че земетресенията са ограничени до същите райони, в които са концентрирани повечето активни и изчезнали вулкани. Разбира се, това не е просто географско съвпадение, а резултат от единството на проявите на вътрешните сили на Земята. Това единство се разкрива още по-ясно при сравняване на картата на разпространението на вулканите и земетресенията с картата на последните тектонични движения. Сравнението дава основание да се стигне до извода, че както вулканите, така и земетресенията са ограничени до зони на най-интензивни съвременни тектонични движения.

ГЛАВА 8. СТРУКТУРА НА ЗЕМНАТА КОРА И ПЛАНЕТНИ ФОРМИ НА РЕЛЕФА

По-горе бяха разгледани някои форми на мега-, макро- и мезорелеф, чието образуване се дължи на активността на ендогенни процеси (виж глави 5, 6, 7). Най-големите земни форми планетарен- също дължат своя произход на вътрешните сили на Земята, които са в основата на образуването на различни видове земна кора.

Геофизичните данни, и по-специално дълбокото сеизмично сондиране, показват, че земната кора под континентите и океанските депресии има различна структура, следователно се разграничават континентални и океански типове земна кора

Кора от континентален типхарактеризиращ се с висока мощност - средно 35 км, на места - до 75 км. Състои се от три "пласта".

Отгоре лежи седиментен слой, образуван от седиментни скали с различен състав, възраст, генезис и степен на дислокация. Дебелината му варира от нула до 15 km. Отдолу лежи гранитен слой, състоящ се главно от киселинни скали, подобни по състав на гранита. Най-голямата дебелина на гранитния слой се отбелязва под младите високи планини, където достига 50 km. В равнините на континентите дебелината на гранитния слой намалява до 10 km.

Под гранитния слой лежи базалтовият слой, който също е получил името си условно: сеизмичните вълни преминават през него със същите скорости, с които при експериментални условия преминават през базалти и близки до тях скали. Истинският състав на базалтовия слой в рамките на континентите все още не е известен. Дебелината му в планинските страни достига 15 km, а в заравнените участъци на континентите - 25-30 km.

Океанска корарязко различен от континента. В по-голямата част от площта на океанското дъно дебелината му варира от 5 до 10 km. Структурата му също е особена: под седиментния слой с дебелина от няколко километра до няколкостотин метра лежи междинен слой с променлива дебелина, често наричан просто „втори слой“. В него сеизмичните вълни се разпространяват с по-високи скорости, отколкото в седиментния слой, но по-малко, отколкото в гранитния слой. Предполага се, че междинният слой се състои от уплътнени седиментни скали, проникнати от вулканични образувания. Напоследък този слой е наречен "подземието на океана". Под него лежи базалтов слой с дебелина 4-7 км. Така най-важната особеност на океанската кора е нейната ниска дебелина и липсата на гранитен слой.

Земната кора има особен строеж в зоните на преход от континентите към океаните - в съвременните геосинклинални пояси, където се отличава със своето разнообразие и сложност на структурата. Използвайки примера на западния край на Тихия океан, може да се види, че маргиналните геосинклинални региони обикновено се състоят от три основни елемента - басейни на дълбоки морета, островни дъги и дълбоководни ровове. Пространствата, съответстващи на дълбоководните басейни на моретата (Карибско, Японско и др.), имат кора, която по своята структура наподобява океанската. Тук няма гранитен слой, но дебелината на кората е много по-голяма поради увеличаването на дебелината на седиментния слой. Големите земни маси, граничещи с такива морета (например Японските острови), са съставени от кора, подобна по структура на континента. Характерна особеност на преходните зони също е сложна комбинация и резки преходи от един тип кора към друг, интензивен вулканизъм и висока сеизмичност. Този тип структура на земната кора може да се нарече геосинклинален.

Специфични характеристики характеризират земната кора под средноокеанските хребети. Откроява се в особен, т.нар рифтов тип на земната кора.Структурните детайли на този тип кора все още не са напълно ясни. Най-важната му характеристика е появата под седиментните или междинните слоеве на скалите, в които еластичните вълни се разпространяват със скорости, равни на 7,3-7,8 km / s, т.е. много по-високи, отколкото в базалтовия слой, но по-ниски, отколкото в мантията. Възможно е да има смесване на материала на кората и мантията. Това предположение през 1974 г. получи допълнително потвърждение в резултатите от дълбоководни сондажи, извършени на юг от Азорските острови на Средноатлантическия хребет.

Всеки от видовете земна кора, изброени по-горе, съответства на най-големите, планетарни форми на релефа (фиг. 19, 20).

Континенталният тип на земната кора съответства на континентите. Те образуват основните земни маси. На голяма площ континентите могат да бъдат наводнени от водите на океаните. Наводнените части на континентите се наричат подводни граници на континентите.В геофизичен и геоморфологичен смисъл границите на континентите трябва да се считат за най-ниската граница на подводния ръб на континентите, където гранитният слой се изклинява и кората от континентален тип се заменя с океанска.

Океанският тип земна кора съответства на дъното на океана.

Сложно изградената кора от геосинклинален тип се отразява в релефа на геосинклиналните пояси или преходните зони от континентите към океаните. По-долу за краткост ще ги наричаме преходни зони.

Рифтовият тип на земната кора съответства в релефа на планетарната система от средноокеански хребети.

Всяка планетарна форма на релеф се характеризира с оригиналността на присъщите й форми на мега- и макрорелеф, в по-голямата част от случаите също поради различия в структурата или структурата на земната кора.

Обръщайки се към описанието на мегарелефа на посочените най-големи планетарни форми на релефа на Земята, трябва да се подчертае, че с горния избор на планетарни морфоструктури бреговата линия губи значението си като най-важната физико-географска граница, която разделя сушата от морското дъно. Неговата роля обаче несъмнено е голяма, тъй като условията за формиране на релефа на морското дъно и на сушата са значително различни.

Трябва също да се отбележи, че на континентите, които са много сложни образувания, наред с древни и млади платформи, са широко разпространени много млади морфоструктури, които дължат своя произход на алпийските планиностроителни движения и все още не са загубили напълно характеристиките, характерни за геосинклиналните региони. Тези морфоструктури обаче се характеризират с вече оформената континентална кора.

Във връзка с посочените обстоятелства се дава допълнително описание на формите на земния мегарелеф, по възможност отделно от мегарелефа на морското дъно. Съответно прегледът на мегарелефа на континентите включва общо описание на равнините и планините на земята, включително млади епигеосинклинални планински структури. При прегледа на преходните зони фокусът е върху морските (океанските) елементи на тази мегаморфоструктура.

ГЛАВА 9 МЕГАРЕЛЕФ НА МАТЕРИАЛИТЕ

Площта на континентите, заедно с подводния ръб, както и алпийските епигеосинклинални континентални образувания и зони с континентална кора в рамките на преходните зони, е приблизително 230 милиона квадратни километра.

От гледна точка на структурата континентите са сложни разнородни тела, образувани по време на дългата еволюция на литосферата и земната кора. Сложността на еволюцията и последователността на различните етапи в образуването на континентите се отразяват в техния тектонски и геоложки строеж. Според характера на тектонската активност и посоката на геоложкото развитие в рамките на континентите се разграничават по-стабилни (по-стабилни) области, които са получили имената платформи,и райони с по-голяма тектонска подвижност (мобилност), - геосинклинални райони.Разнородността на структурата и развитието на платформите и геосинклиналните региони определя разликата в релефа в тях и дава възможност да се разграничат два основни типа морфоструктури в рамките на континентите - платформаИ геосинклинален.По-детайлното изследване показва, че както платформените, така и геосинклиналните области далеч не са еднакви по отношение на геоложката структура, развитието и възрастта. Тази разнородност се отразява в релефа на континентите, в различни видове морфоструктури от различни порядки.