Рельеф материков

По структуре материки представляют собой сложные гетерогенные тела. По тектоническому и геологическому строению в пределах материков выделяются платформы – относительго устойчивые области и геосинклинальные пояса, обладающие большей тектонической подвижностью. Платформы и геосинклинальные пояса определяют развитие в пределах маатериков двух основных морфоструктур: равнин платформ и областей горообразования.

Равнины располагаются на разновозрастных платформах: мезозойских, палеозойских и докембрийских. Среди них преобладают древние платформы,которые образуют основные части всех континентов: Восточно-Европейская, Сибирская, Северо- и Южно-Китайская. Более молодые платформы часто окаймляют древние.

Средняя мощность земной коры платформ составляет 30 – 40 км. Кора состоит из трех слоев. Верхний слой может отсутствовать в пределах щитов и антеклиз, а может достигать 20 км в синеклизах. Равнины могут располагаться на щитах и состоять из пород фундамента и плитах с мамомощным чехлом осадочных пород. По характеру неотектонического развития равнины подразделяются на три типа: аккумулятивные, денудационные и денудационно-аккумулятивные. Аккумулятивные равнины сложены с поверхности мощными толщами неоген-четвертичных рыхлых отложений. Денудационные равнины лишены покрова неоген-четвертичных отложений. Денудационно-аккумулятивные равнины имеют цоколи и выходы на поверхность дочетвертичных пород (Рис.). Общей чертой рельефа всех равнин является его выравненность.

Рис.

Аккумулятивные равнины приурочены к развивающимся впадинам платформ, где происходит прогибание и аккумуляция. По расположению выделяются шельфовые и внутриконтинентальные аккумулятивные равнины. Шельфовые равнины располагаются на шельфах до континентального склона. Эти равнины испытывают слабые отрицательные движения. Наземные аккумулятивные равнины по происхождению подразделяются на моногенные и полигенные. К первым относятся аллювиальные, моренные, флювиогляциальные, морские равнины; ко вторым – равнины более сложного генезиса, например, морские равнины, переработанные эоловыми процессами. Наземные аккумулятивные равнины приурочены к синеклизам плит, перикратоннымопусканиям. По характеру рельефа аккумулятивные равнины бывают горизонтальные, наклонные, холмистые, волнистые, увалистые и др. На рельеф аккумулятивных равнин большую роль оказывает мощность покрова новейших отложений. Покров неоген-четвертичных отложений сглаживает детали поверхности коренных пород. Заметное влияние на рельеф оказывает также распределение литофаций новейших отложений. К аккумулятивному тиру равнин относятся Амазонская, Прикаспийская, Западно-Сибирская, Полесская низменности, Северо-Американская и Восточно-Европейская равнины, Большая Песчаная пустыня, Большая пустыня Виктории.

Денудационные равнины внутриконтинентальные и развиваются главным образом на антеклизах и других крупных поднятиях платформ. Вдоль побережий морей и океанов нередко простираются абразионные равнины, например на юго-западном побережье Африки. Рельеф денудационных равнин определяется литолого-стратиграфическим фактором и типом тектонических структур. Вследствие избирательного разрушения горных пород на их поверхности образуются малые формы рельефа. В условиях моноклинального залегания устойчивых пород возникаю плато (при улах наклона пластов 0 -5^о), куэсты (10 – 15^о) и гряды (более 15^о).Тектонические деформации осложняют поверхность денудационных равнин поднятиями и впадинами. Сложные равнины с выравненными поверхностями различного строения и генезиса называются полигенными. Денудационные и полигенные равнины известны на Канадском и Балтийском щитах, в Африке, вдоль западного побережья Каспийского моря между Махачкалой и Апшероном, на юго-восточном склоне Аппалачей в Пьедмонте.

Области горообразования отличаются высокой мобильностью, разнонаправленностью движений, развитием общего поднятия. Наиболее крупной мегаформой являются орогенные пояса: Андийско-Кордильерский (Американский) и Евразийский, который пртягивается от Пиренеев до берегов Тихого океана. Первый является окраинно-континентальным, второй – внутриконтинентальным. Орогенные пояса имеют линейно-вытянутые очертания в плане, а в вертикальном сечении – значительные поднятия по сравнению с соседними равнинами. Они характеризуются увеличенной мощностью земной коры, вулканизмом и высокой сейсмичностью, разнонаправленными и быстрыми вертикальными движениями.

Орогенные пояса состоят из горных стран. Примером горных стран служат Кавказская грная страна, Горные страны Памира, Тянь-Шаня и др.(Рис.)В рельефе горных стран выделяются горные сооружения, предгорные и межгорные впадины.

Рис.

Главной мегаформой горной страны является горное сооружение. В рельефе горное сооружение выражено крупным общим поднятием со сводово-глыбовым общим строением. Его образуют хребты и системы хребтов, часто разделенные горными впадинами – долинами, долинообразными понижениями, озерными котловинами. Горные сооружения могут быть простыми и сложными.

Простые горные сооружения – это поднятия, не осложненные крупными горными впадинами. Границы между хребтами определяются разломными зонами и неустойчивыми породами. Долины образуются в результате селективной разработки рек, как например, в Крыму и Большом Кавказе.Сложные горные сооружения состоят из хребтов, разделенных горными впадинами, выполненными моласами. Такое строение имеют Колумбийские Ады, Копетдаг, Тянь-Шань. Впадины развиваются на месте развивающихся грабенов, а хребты – на месте горстов.

Предгорные впадины развиваются в зоне передового прогиба. Они характеризуются асимметрией и неоднородным рельефом во внутренней и внешней частях. Внутренняя часть, примыкающая к горному сооружению, более глубокая и крутосклонная, а внешняя – пологая, соответствует соседнему участку платформы, втянутому в процесс прогибания.Предгорные впадины выполнены континентальными и морскими молассами в нижней части и аллювием – в верхней части. В рельефе предгорные впадины представлены низменными равнинами, повышающимися к горному сооружению.Такими формами являются Месопотамская низменность с долинами рек Тигра и Евфрата, Индостанская низменность с долинами Ганга и Брахмапутры.Регионы, примыкающие к горам, которые оказались втянутыми в общее поднятие, формируют предгорья. Они представлены высокими сильно расчлененными наклонными денудационными равнинами.

Межгорные впадины разделяют горные сооружения. На всем протяжении горообразования они были отрицательными структурами, равноценными по масштабу горным сооружениям. Межгорные впадины сложены аллювиальными, пролювиальными, озерными отложениями, со всех сторон окружены предгорьями. Их поверхность осложнена поднятиями, горами, холмами. К таким образованиям относятся Ферганская, Иссык-Кульская впадины, Среднедунайская равнина.

По условиям образования выделяются молодые (эпигеосинклинальные), возрожденные или омоложенные (эпиплатформенные) и квазиорогенные горные страны.

Молодые (эпигеосинклинальные) горные страны образовались в процессе горообразования на месте областей длительного и значительного прогибания. Примерами таких гор являются Альпы, Кавказ, Анды, частично Кордильеры, Гималаи. Молодые горные страны имеют сводово-складчатое строение: хребты являются морфологичесим выражением антиклиналей, а межгорные впадины расположены на месте синклиналей. Строение гор осложняют разломы. В их присводовых областях нередко залегают батолиты, разбитые на блоки. Для горных стран характерен неоген-четвертичный вулканизм и высокая сейсмичность.

Возрожденные (эпиплатформенные) горные страны возникли в процессе горообразования, которое проявилось после платформенного режима различной длительности. Таковы Урал, Тянь-Шань, гиндукуш, Аппалачи, Восточные Саяны. Эти горные страны развивались под влиянием мощных тектонических движений земной коры по разломам.Они приурочены к периферическим частям молодых горных стран, на границе с платформами. Возрожденные горные страны состоят из высоких горных сооружений, предгорных и межгорных впадин. Последние в рельефе представлены в виде аккумулятивных равнин, выполненных молассами. В тектоническо отношении горные хребты являются горстами, а впадины – грабенами. Возрожденным горным странам свойственны следующие отличительные черты: линейные очертания в плане, контрастность неотектонических движений по вертикали, сводово-глыбовое и глыбовое внешнее строение и складчато-блоковое внутреннее, неоген-четвертичный магматизм и сейсмичность.

Квазиорогенные горные страны представляют соой промежуточный тип между эпиплатформенными горными странами и высокими денудационными равнинами платформ. Они образуют высокие расчлененные плоскогорья: Бразильское, плато Путорано и др. В их рельефе типичны сводово-глыбовые горы с почти горизонтальным залеганием горных пород. С горными странами их объединяет значительная интенсивность новейших поднятий, а с платформенными равнинами – отсутствие вулканизма и сейсмичности.

К горным сооружениям относятся также рифтогенные континентальные горные страны. Они имеют глобальное распространение и приурочены к областям новейшего рифтогенеза. В осевой части таких сводообразных поднятий выделяется рифтовая долина – впадина, обрамленная горными хребтами по бортам. Рифтовые горы образуются в условиях растяжения свода, которое сопровождается сбросами, раздвижением земной коры, вулканизмом и сейсмичностью. Наиболее известные рифты – Байкальский, Восточно-Африканский, Красноморско-Аденский, Исландские щелевые.

Лекция 7. Рельеф склонов континентов и океанов.

В рельефе планеты континенты и океанские впадины имеют общие склоны. По характеру рельефа и строения выделяются три типа окраин: активные, пассивные и трансформные. Первые два типа окраин представлены глобально, а трансформные склоны– регионально.

Пассивные континентальные окраины широко распространены вдоль берегов Атлантического и Северного Ледовитого океанов и часто называются Атлантическим типом континентальных окраин. Они характеризуются отсутствием сейсмичности и вулканизма и включают шельф, континентальный склон и континентальное подножье.

Шельф – это затопленные платформенные равнины окраин континентов на глубине от 0 до 200 м(Рис.). Континентальный склон

начинаетя ниже бровки уступа шельфа. Он имеет наклон от 5 до 20^о. В

Рис.

тектоническом отношении континентальный склон может представлять собой континентальную флексуру или иметь систему ступеней, разграниченных продольными и секущими разломами. Ступени свидетельствуют о сбросовой внутренней структуре континентального склона. Ширина ступеней колеблется от нескольких сот метров до 100 км. В верхней части склона ниже бровки шельфа широкие ступени образуют краевые плато. Склоны осложняются грабенами и горстами. Все формы связаны со смещениями блоков по разрывам, примерно согласным с простиранием континентальных склонов.

Секущие разрывы вытянуты вкрест простирания ступеней. Они сильно осложняют пограничные районы континентов и дна океанов. На суше к секущим разломам часто приурочены длины рек, а в пределах континентального склона – мутьевые потоки. Они формируют глубокие подводные каньоны. В устьях подводных каньонов располагаются подводные конусы выноса. Такую морфологию имеют склоны в районах дельты р. Конго, устья р. Гудзон.Секущие разломы связаны с дифференцированными блоковыми движениями. Эта связь проявляется в местах, где континентальный склон граничит с горными сооружениями.Участки континентального склона, подвергшиеся сильным деформациям по разрывам, называются бордерлендами. Они типичны для восточной окраины Тихого океана на склоне Калифорнийского полуострова. Шльфу и материковому склону свойственна кора материкового типа. На материковом склоне в районе Мексиканского залива и Средиземном море встречаются бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда представлены вулканические и грязевулканические образования.

Материковое подножье представляет собой зону сочленения склона континента с ложем океанской впадины. Здесь происходят наиболее существенные изменения строения земной коры. В тектоническом отношении представляет собой зону сверхглубиного разлом (Рис.). Она выражена глубокой впадиной и заполнена осадочными породами. Поверхность подножья имеет форму плоского конуса накопления с вершиной у склона и основанием, лежащем на ложе океана с океанической корой. Конусы сложены рыхлыми морскими и континентальнвми породами. В направлении вглубь океана происходит быстрое выклинивание слоя терригенных пород. В общем континентальная кора в пределах подножья утоньшается и замещается океанской.

Рис.

Активные континентальные окраины преобладают на склонах Тихоокеанской впадины. Они характеризуются высокой сейсмичностью, вулканизмом и иным строением переходной зоны. Переход от континента к океану осуществляется через шельф, впадину окраинного моря, островодужное поднятие, глубоководный желоб. Переход от континента к океану с набором перечисленных форм называется тихоокеанский.

Глубоководные впадины окранных морей граничат с шельфом. Таковы Охотское, Южно-Китайское моря. Они имеют плоское или волнистое дно. Иногда на днище котловин поднимаются крупные подводные горы и подпятия высотой до 2 км, как возвышенность Ямато на дне Японского моря. Котловина Карибского моря состоит из нескольких впадин, разделенных подводными хребтами. Глубины моря составляют 2 – 5.5 км. В строении впадин преобладает кора океанского типа мощностью 10 12 км. Однако неглубокие впадины и поднятия часто обладают гранитным слоем. Большинство впадин характеризуется следующими особенностями: повышенным тепловым потоком, высокой сейсмичностью, слабым вулканизмом, широким развитием рифтов, раздробленной структурой и развитием рифтогенных разломов.

Островные дуги представляют собой огромные хребты, протягивающиеся вдоль окраинных морей.. От океанов они ограничены глубоководными желобами и сверхглубинными разломами. Территория островных дуг отличается высокой сейсмичностью, вулканизмом и неустойчивым состоянием земной коры и верхней мантии. Они находятся над зонами субдукции, разделяющие литосферные плиты. Горные сооружения представляют собой вулканы, вершины которых возвышаются над поверхностью океана и образуют крупные острова: Курильские, Филиппинские, Индонезийские, Большие Антильские, Марианские, Микронезийские дуги, Новую Гвинею. Горные сооружения имеют гранитные или базальтовые корни.

Глубоководные желоба – это узкие относительно глубокие (от 5 до 11 км) впадины дугообразной формы, не компенсированные осадками. К наиболее известным желобам относятся Курило-Камчатский, желоб Тонга, Яванский, Центральноамериканский, Западно-Меланезийский, Марианский. Они имеют относительно ровное плоское дно, крутые склоны (от 5 до 30^о) и V – образный поперечный профиль. Глубоководные желоба расположены главным образом у западных и юго-западных склонов впадины Тихого океана. В генетическом отношении желоба представляют собой зоны субдукции и активного сверхглубинного разлома в области перехода континентальной коры в океанскую. Такме зоны характеризуются низким тепловым потоком, высокой сейсмичностью и разрушительными землетрясениями.

Трансформные континентальные окраины встречаются реже. В их морфологии выделяются узкий шельф и крутой континентальный склон, граничащий с впадиной океана по разлому. Среди них выделяются дивергентные и конвергентные трансформные шельфы. Первые ограничены разломом-сдвигом или раздвигом, а вторые - расположены в местах погружения океанского дна под континенты и сопровождаются бордерлендами. По характеру морфологии и строения зоны перехода от континента к океану бывают равнинного, горного, обрамляющего, межконтинентального и средиземного типов.

Равнинный тип переходной зоны развит в пределах пассивных окраин. Примерами могут служить пограничные зоны платформенных равнин суши и океанов на севере азиатской части Евразии, Западной Европы, Африки, восточного побережья Северной и Южной Америки.Этот тип характеризуется обширным шельфом и невысоким пологим континентальным склоном.

Горный тип перехода от континента к океану сопровождает активные континентальные окраины. Горные сооружения суши граничат с узким неразвитым шельфом и крутым континентальным склоном. От ложа океана континентальный склон отделен системами разломов, как например вдоль Кордильер (Кордильерский подтип) или глубоководным желобом и зоной сверхглубинного разлома Беньофа вдоль Анд)Андийский подтип).

Обрамляющий тип характерен для для пограничной зоны Евразии и Тихого океана. Его особенность заключается в том, что все мегаформы – окраинное море, остовная горная дуга и глубоководный желоб - обрамляя окраину континента. повторяют его плановые очертания. Этот тип переходной зоны называют еще курильским, названный так по Курильским островам, где он типично представлен.

Межконтинентальный тип переходной зоны развит между юго-восточной континентальной окраиной Индонезии и Австралией, между Антарктидой и Южной Америкой. Здесь крупные острова в виде дуг построены континентальной корой, обладают горным рельефом и обрамляются обширным шельфом.

Средиземный тип зоны перехода от континента к океану приурочен к впадине Средиземного моря. Он выделяется сложным рельефом, включающем глубоководные котловины, желоба и островодужные поднятия. Внутренние впадины повсеместно ограничены континентальным склоном, обрамляются горными сооружениями. Глубоководные желоба, в отличие от океанских, имеют глубины не более 6 км и заполнены осадками.

ЧАСТЬ III. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ

ЛЕКЦИЯ 8. РЕЛЬЕФ ВОДОРАЗДЕЛОВ

Водоразделы – это наиболее высокие участки поверхности возвышенностей и горных хребтов. Они характеризуются минимальными уклонами поверхности, наиболее высоким гипсометрическим положением, преобладанием процесов выветривания и образованием элювия. На водоразделах протекает процесс частичного перемещения обломочного материала в соответствии с уклонами поверхности.

Перемещение обломочного материала осущесвляется путем плоскостной денудации и эрозии разветвленных ручейков. При этом формируется зона селективного разрушения водораздельной поверхности - зона водораздельной денудации. Особенность зоны водораздельной денудации заключается в том, что она развивается в значительной изоляции от региональных базисов денудации (Рис.).

Изучая зону водораздельной денудации можно определить развитие новейших структурных форм.

Рис.

Наиболее обширные водоразделы имеют плоскогорья: Бразильское, Гвианское, Среднесибирское, плоскогорья Северной Америки, Африки и Австралии. Эти макроформы граничат со структурно обусловленными низменностями –областями кайнозойского опускания, имеют четкие границы, изометричные плановые очертания, значительные абсолютные отметки и характеризуются отсутствием вулканизма и слабыми землетрясениями. Напротив, горные водоразделы неширокие, протяженные и сильно расчлененные.

Становление водоразделов. В развитиии водоразделов поднятий выделяют две стадии: зарождения и морфологического становления. Стадия зарождения в рельефе поднятия протекает в условиях слабого воздымания и понижения базиса денудации. При небольшой скорости и длительном росте водораздельная поверхность подвергается расчленению. Если этап денудации длительный, то происходит расчленение и сглаживание рельефа. Когда же этап денудации кратковременный, то на водораздельной поверхности сохраняются реликты древнего рельефа. При повторяющихся снижениях скоростей денудации может сохраняться рельеф, соответствующий древнейшему, древнему и новому процессу выравнивания. В современном рельефе от древнейшей поверхности остаются только останцы, от древней поверхности – региональные формы, а новейшие формы образуют поверхность водораздела с выработанной зоной водораздельной денудации, расчлененная верховьями рек. (См. Рис.).

Стадия морфологического становления поднятия протекает на фоне воздымания поверхности. Происходит расчленение его окраинных частей речными долинами. В растущей структуре оживают разломы и блоковые подвижки.Они сильно изменяют первичный рельеф водораздела, предопределяют различные наклоны блоков, заложение речных долин по разломам. Речные долины сужаются и углубляются.

Разрушение водоразделов может протекать различными путями. Первый способ –в результате пенепленизации. Механизм разрушения водоразделов путем пенепленизации разработан В. Девисом (1922). Развитие горных сооружений носит цикличный характер. Этот процесс выражается в направленом изменении внешнего облика рельефа. В. Девис назвал его эрозионный цикл. В эрозионном цикле он выделял пять стадий: детство, юность, зрелость, старость и дряхлость. Стадия детства – начало расчленения рельефа. Речные долины закладываются по тектоническим впадинам. Водоразделы остаются нерасчлененными. Стадия юности знаменуется быстрым развитием эрозии и сильным расчленением рельефа. В стадию зрелости начинаеется снижение водоразделов, склоны выполаживаются, а речные долины расширяются. На стадии старости проосходит расчленение горных хребтов, превращение их в холмы. Реки активно меандрируют и формируют широкие долины. В стадию дряхлости рельеф полностью выполаживается. (Рис.)

Рис.

Процесс денудации и снижения рельефа сверху В. Девис назвал пенепленизацией. Пенеплен – это предельная денудационная равнина, выработанная на складчато основании. Встречаются циклы незавершенные и вышеназванная последовательность может нарушаться. Процесс выравнивания может быть прерван на любой стадии в результате теектонических движений и испытать омоложение. В геологическом отношении пенеплены – это поверхности раздела, соответствующие переходу от мобильного к более стабильному платформенному режиму. Примерами пенепленов можут служить предкембрийский пенеплен на Русской платформе, постгерцинский пенеплен Урала и тянь-Шаня, мел-палеогеновый пенеплен для северо-восточной Азии.

Формирование поверхностей выравнивания протекае либо в условиях с малыми скоростями поднятия структурных форм, либо при тектоническом покое. В обстановке малых скоростей восходящего развития структурных форм денудация полностью срезает структурные формы, в результате чего формируются динамические денудационные поверхности выравнивания. При погружении структурных форм возникают динамические аккумулятивные поверхности выравнивания. В условиях тектонического покоя происходит выравнивание неразвивающихся структурных форм и и формируются статические поверхности выравнивания.

Второй способ процесса снижения рельефа областей горообразования протекает в результате педипленизации – сбоку в процессе денудации склонов и их последовательного параллельного отступания. Механизм разрушения рельефа водоразделов путем отступания их склонов обосновал В. Пенк (). Этот процесс идет синхронно с развитием поднятий (См рис.). Неравномерность воздымания в сочетании с педипленизацией обусловливают ступенчатость склонов. При педипленизации происходит выравнивание «сбоку» в результате параллельного отступания склонов и расширения основания. При этом в основании гор формируются педименты – предгорные скалистые равнины, иногда несущие маломощные покровы флювиальных отложений или рыхлый материал различного происхождения. Такие равнины имеют ступенчатые склоны и поверхность, осложненную останцами более древних равнин. Размеры педиментов достигают нескольких десятков квадратных километров. Пдименты образуются в различных климатических условиях за счет склоновой денудации и дальнейшего удаления материала гравитационными процессами плоскостного и ручейкового смыва (Рис.)

Рис.

Прерывистость тектонических движений может способствовать возникновению нескольких уровней педиментов. Часто они обрамляют горы, плато и плоскогорья. Каждый педимент объединяется отступающим склоном с вышерасположенным педиментом. Регрессивно смещаясь, склон съедает вышерасположенный педимент, что ведет к расширению нижнего педимента. В условиях нисходящего развития региона этот процесс может привести к общему выравниванию – педипленизации и формированию педиплена. Педиплен – это обширная слабонаклоненная равнина (Рис.) Она образуется в течение длительного отступания склонов, расширения и слияния педиментов. Выравнивание осуществляется за счет склоновой денудации. Для формирования педипленов необходимы определенные условия: сухой и умеренно гумидный климат или холодный и резко континентальный климат, длительное отсутствие тектонических движений и постоянное положение базиса денудации.

Таким образом выделяются следующие основные генетические типы поверхностей выравнивания – пенеплены, педименты и динамические поверхности выравнивания Пенеплены представляют собой региональные поверхности раздела, отражающие переход данной территории от мобильного тектонического режима территори к относительно стабильному платформенному режиму. Они формируются в условиях длительного тектонического покоя. При этом происходит полное выравнивание и разрушение пород фундамента, формирование кор выветривания. Педименты являются региональными поверхностями статического выравнивания. Они формируются в обстановке относительного тектонического покоя и полного уничтожения неровностей, обусловленных мертвыми структурными формами и другими факторами. Динамические поверхности выравнивания – это локальные выравненные поверхности, образующиеся при восходящем развитии рельефа в условиях малых скоростей. Они развиты в районах роста структурных форм, полностью уничтоженных экзогенными процессами.

ЛЕКЦИЯ 9. СКЛОНЫ

По геологическому строению склоны подразделяются на эдогенные, экзогенные и полигенные. Эндогенные склоны образуются в результате формирования структурных форм. Основные параметры эндогенных склонов – крутизна, высота, простирание определяются типом деформаций и характером неотектонического развития. В условиях складчатых структурных форм склонам отвечают крылья складки. При глыбовых деформациях склоны соответствуют поверхностям разрывов. В областях с моноклинальным падением горных пород склоны ограничивают поверхности гряд и куэст, сложенных устойчивыми породами(Рис.).

Рис.

Экзогенные слоны – это наклонные поверхности, которые образуются в результате прямого воздействия экзогенных процесов (эрозии, абразии и др.).Они не соответствуют тектоническим деформациям.Полигенные склоны определяются разнообразным сочетанием эндогенных и экзогенных поверхностей.

Морфологические особенности склонов. По крутизне склоны делятся на крутые (более 35^о), средней крутизны (35 – 15^о), отлогие (15 – 5^о) и очень отлогие (2 – 5^о). По протяженности склоны бывают длинными (более 500м), средними (500 – 50 м) и короткими (менее 50м). По форме выделяются прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые, ступенчатые склоны.

Разные генетические типы склонов имеют различный масштаб. Наибольшей протяженностью и высотой характеризуются эндогенные склоны континентов. Они объединяют поверхность шельфовой равнины с дном океана В областях гор высота эндогенных склонов может достигать первых километров, а протяженность – первых сотен километров.Многие склоны имеют ступенчатость Она может быть региональной и локальной.

Региональная ступенчатостьпрослеживается в пределах крупныхобластей. Ступени на склонах отражают направленный неравномерный и импульсивнный характер роста поднятий и впадин в рельефе. Ступени создаются различными экзогенными процессами – абразией, склоновой денудацией, эрозией. Наиболее чутко реагируют на неравномерность тектонических поднятий реки. Каждому импульсу соответствует на склонах формирование цикловых ступеней и долин. Высота и ширина теерас отражают новейшее развитие региона. По длительности периодов ускорения и замедления тектонических движений на склонах выделяются мегецикловые и цикловые ступени.

Мегацикловые ступени развиваются длительно в вределах обширных регионов. Они отражают неравномерность воздымания горного сооружения, нагорья и высоких платформенных равнин. В горных сооружениях выделяется плейстоценовый мегацикловый врез и соответствующая ему мегацикловая ступень на склоне. Цикловые ступени отражают неравномерность воздымания за меньшие отрезки времени – циклы. Они сохранились на склонах четвертичного мегациклового вреза и образовались в четвертичный период.

Локальная ступенчатость может быть обусловлена местными причинами: литологическим фактором (препарированием в рельефе склонов выходов устойчивых пород), развивающимися разломами, складками, оползнями, подрезанием конуса выноса притока и др.

Геоморфологические типы склонов. По происхождению, морфологии и внутреннему строению склоны подразделяются на обвально-осыпные, солифлюкционные, делювиальные, оползневые и полигенные (Шанцер, 1966). Расположение, морфология склонов различны для областей горообразования и платформенных равнин.

Склоны областей горообразования. В горах морфология склонов зависит от геоморфологической позиции склонов в горном сооружении и местных климатических условий. Эти факторы влияют на образование обломочного материала. Геоморфологическая позиция склонов определяется характером горного сооружения. Выделяются горные страны с одно и двухъярусным рельефом. Одноярусные горные сооружения – это узкие линейно вытянутые горы с глубоко расчлененным рельефом. В их пределах наблюдается сокращение высоты склонов от центра в направлении предгорий. Примером таких горных сооружений сужит Большой Кавказ. Горы с выраженной двухярусностью рельефа имеют более глубоко расчлененный рельеф в нижнем ярусе и средне- и слаборасчлененный рельеф в пределах верхнего яруса. Такой рельеф характерен для Памира, Тянь-Шаня, Восточных Саян, Восточно-Сиибирского, Бразильского и других высоких плоскогорий. Ярусы расположены концентрически по отношению к центру поднятия. В верхнем ярусе преобладают более пологие склоны, опирающиеся на широкие днища долин. Консервации рельефа способствовало горное оледенение. В направлении к периферии поднятия долины приобретают ущелистый характер. В предгорьях склоны вновь выполаживаются, адолины расширяются.

Местные климатические условия сильно различаются в горах. В высоких горных сооружениях четко выражена вертикальная зональность. Она проявляется в смене зкстрагляциальной зоны в нижней части гор– перигляциальной и гляциальной зонами в верхней части. В результате перемены климата при подъеме вверх изменяются экзогенные процессы на склонах. Значительную роль на характер склоновых процессов оказывает также экспозиция склонов. Н а одной и той же высоте проявляются различные процессы на слонах южной и северной экспозиций.

Группа обвально-осыпных склонов включает обвальный, осыпной и полигенный типы. Такие склоны наиболее характерны для ущелистых долин сильно раслененного горного рельефа. Развитию обвально-осыпных склонов способствует физическое морозное выветривание. Щебень и глыбы, накапливающиеся высоко в горах в ледниковых цирках и карах, трансформируются на крутых склонах в потоки осыпей. У подножий гор они скапливаются и образуют обширные конусы и шлейфы осыпного материала. Накопление осыпей часто сочетается с обвалами. Причиной обвалов служат насыщение склона водой после дождей, снеготаяния, нарушение целостности склона выветриванием, ростом тектонических трещин, возрастанием веса выветрившихся пород. Часто обвалы стимулируются землетрясениями. Крупные обвалы приводят к возникновению обвальных природных плотин и подпрудных озер.Последствием обвалов являются сели – грязевые и грязекаменные потоки, формирующиеся с катастрофической быстротой в речках. Осыпным склонам характерна гравитационная сортировка материала, причем более грубые обломки накапливаются на удалении от подножья склона.

По строению осыпи подразделяются на следующие основные типы (по). Первый тип - осыпь рыхлого сложения, состоит из обломков различных размеров и пустот между ними. Образуется путем несвязного скатывания – осыпания обломков (Рис.). Второй тип – осыпь плотно сложенная осыпь, в которой пустоты между

обломками заполнены мелкоземом. Она формируется в результате полусвязного движения материала. Следующий тип – осыпь, имеющая двучленное строение: внизу она сложена плотным материалом, вверху – рыхлым.. Верхний рыхлый слой формируется вследствие промывания водами, либо выветривания. Перемещение обломков протекает дифференцированно – несвязным путем в верхней части и полусвязным – в нижней части. К четвертому типу относятся осыпи на древних моренах, содержащих нередко линзы погребенного льда. Движение осыпи определяется пластическим состоянием морены в результате смачивания водой, таянием линз льда. Такие осыпи имеют сложный характер движения, иногда в виде обвала при скольжении по морене.

Рис.

В областях распространения многолетнемерзлых пород в периоды развития деятельного слоя и обводнения формирубтся полигенные солифлюкционно-оползневые склоны и покровы.

По рельефу выделяются покровные и линейные формы накопления обломочного материала. Осыпи, полностью покрывающие склоны, образуют осыпные покровы. Их областью питания является область распространения. Осыпные покровы распространены на пологих склонах. На крутых откосах формируются потоки осыпей. В их основании формируются конусы и шлейфы. Морфологические элементы осыпного склона показаны на рис..

Рис.

Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Он является областью питания. Осыпной желоб образуется в результате эрозионного воздействия щебня и дресвы на поверхность склона в результате их перемещения вниз по склону. Желоба имеют глубину до 2 – 2 м при ширине в несколько метров. Конус осыпи образуется в результате аккумуляции ломков после того как уклон поверхности становится меньше угла естественного откоса.

Характерным элементом перигляциальной зоны горных стран являются лавины. Среди них выделяются каменные и снежно-каменные лавины.В результате обвалов глыбы соскальзывают вниз по склону, скатываются и дробятся. При обводнении они нередко переходят в жидкий оползень – поток, а при выходе в речную долину – в сель. Скорость движения лавины составляет от 50 до 100 м/м. Снежно-каменные лавины образуются при захвате подвижным потоком снега, фирна на своем пути. Количество захваченных обломков по отношению к снегу составляет не более первых процентов.

Полигенные склоны наиболее часто распространены в глубоко расчлененном рельефе. К ним относятся обвально-осыпные и обвально-оползневые склоны. Такие склоны формируются при соскальзовании глыбового оползня вниз, его обрушения и последующего дробления.

Оползневые склоны в горах представлены оползнями-обвалами и склонами отседания. Склоны отседания представляют собой крутые поверхности, которые по тектоническим трещинам подвергаются расчленению и оседанию.На образование оползневых склонов влияют статические и динамические факторы. Статические факторы – это крутизна склона, его высота, террасированность, литологический состав пород, характер их залегания, трещиноватость и дислоцированность. К динамическим факторам принадлежат процессы, воздействующие на склоны, деятельность подземных вод, техногенные процессы, сейсмические и тектонические деформации.

В строении оползней выделяются две части. Верхняя часть называется глыбовой, разбита трещинами на отдельные глыбы. В ней сохраняется первичное строение пород. В рельефе глыбы образуют ступенчатые массивы. Поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто заболочена.Нижняя часть оползня сильно раздроблена и состоит из перемятых пород. В рельефе ее поверхности выделяются бугры пучения, западины (Рис.).

Рис. Строение оползня

По характеру образования выделяются деляпсивные и детрузивные оползни. Первые образуются путем соскальзования со склона. При многократном соскальзовании масс в рельефе формируются оползневые террасы. Детрузивные оползни образуются в результате выдавливания оползающим массивом блоков пород перед своим фронтом и нагромождения их друг на друга в нижней част косогора.

Десерпционно-солифлюкционная группа склонов распространена в перигляциальной зоне горных сооружений в условиях холодного сухого арктического климата с развитием многолетнемерзлых пород. Десерпционные склоны развиваются на крутых (20 – 30^о) склонах и принадлежат к областям древнего оледенения и склонам трогов. Источником обломочного материала служат морены. В результате вязко-пластического перемещения глыбово-щебнистого материала сверху мореныобразуются покровы и линейные потоки камней.

Солифлюкционные склоны располагаются ниже каров по склону. Они состоят из медленно движущихся вязко- и жидкотекучих щебнисто-глинистых масс. Генетически солифлюкционные склоны связаны с моренами.

Полигенные склоны наиболее типичны для гор. В пределах верхнего яруса гор развиты десерпционно-осыпные и солифлюкционно-осыпные аккумулятивные формы. В нижнем ярусе возрастает роль осыпных, обвально-осыпных и оползневых склонов.

Склоны платформенных равнин развиваются на поверхностях с малыми уклонами. Для них характерны однородное строение покровных отложений. Происхождение и набор экзогенных процессов определяется планетарной климатической зональностью. В пределах платформенных равнин выделяется три группы склонов: делювиальная, солифлюкционная и полигенетическая.

Делювиальные склоны образуются в результате плоскостного смыва пород с наклонных поверхностей дождевыми и талыми водами и многократного переотложения продуктов разрушения (делювия). Делювий отлагается в виде плащеобразных покровов, поверхность которых имеет западинно-бугристый микрорельеф. На образования делювиальных склонов оказывают влияние количество и характер осадков, крутизна склона, физико-механические свойства пород, наличие растительного покрова и другие факторы. Делювиальные склоны достигают высоты в первые десятки метров, в ширину – до 1 км. На таких склонах делювий невыдержан по мощности и представлен супесчано-суглинистыми слоистыми отложениями,

утончающимися вниз по склону. Формированию склонов способствует гумидная обстановка.

Десерпционно-солифлюкционные склоны распространены на плоскогорьях и долинах в высоких широтах с суровым климатом и развитием многолетней мерзлоты. Десерпционные склоны оразуются при вязко-пластическом перемещении масс. Ведущими процессами служат режеляция. Многократное таяние и замерзание приводит к разрушению горной породы, вымерзанию глыб и их медленному сползанию и течению по понижениям под действием силы тяжести. Эти процессы способствуют сортировке материала по крупности и образованию потоков щебнисто-глыбового материала (курумов).

Солифлюкционные склоны образованы вязко-пластическим движением масс.Скорость перемещения текучих грунтов составляют 3 – 10 м/год. Поверхность солифлюкционных склонов неровная, состоит из натечных бугров и солифлюкционных террас. Во влажных тропиках развивается тропическая солифлюкция глинистого материала – продуктов химического выветривания. Солифлюкционные натечные террасы образуются в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется. Мощность текучей массы достигает одного метра и более при ширине до нескольких десятков метров.

Полигенные склоны развиты на расчлененных участках равнин. Они порождаются сочетанием различных экзогенных процессов. В средних широтах преобладают склоны, созданные плоскостным смывом, сочетающимся с оползневыми и осыпными процессами.

ЛЕКЦИЯ 10. ФЛЮВИАЛЬНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Флювиальными называются формы, созданные текучими водами, т. е. ручьями, реками. Среди флювиальных форм по генезису выделяются эрозионные борозды, рытвины, промоины, овраги, балки и речные долины.

Эрозионная борозда – это элементарная форма временно действующих водотоков, которая возникает на делювиальных склонах при переходе плоскостного смыва в линейный. Борозды имеют глубину до 30 см, ширину до 50 см, V – и корытообразный поперечный профиль и крутые вплоть до отвесных стенки.

Эрозионные рытвины (промоины) развиваются из борозд. Их глубина составляет 1 – 2 м, ширина до 2.5 м. Склоны у промоин крутые и отвесные, а попересный профиль – V-образный. На склонах они встречаются реже, чем борозды, и располагагаются на расстоянии первых десятков метров.

Овраги образуются из быстро растущих промоин в результате их углубления и расширения. Глубина оврагов колеблется от 10 до 80 м при ширине 50 м и более. Оврагам свойственны крутые и отвесные склоны, узкое неровное днище и V-образный поперечный профиль. Овраги имеют собственный продольный профиль, отличающийся от профиля склона, который они рассекают.

Балки представляют собой эрозионные формы, которые нередко образуются из оврагов. Они имеют плоское дно, пологие (до 35^о) склоны, закрепленные растительностью. Днище балок выстилает пролювий - грубообломочный материал временных водных потоков. Для пролювия характерны плохая сортировка материала, слабая окатанность и утончение размера частиц вниз по балке.

Речные долины – это линейно вытянутые эрозионные понижения с постоянным водотоком. Морфологический облик речных долин определяется в основном тектоническим поднятием или опусканием территории, по которой течет река.

Строение речных долин в продольном профиле. Каждая река имеет исток, верхний, средний и нижний отрезки и устье. Наиболее низкая точка на продольном

профиле реки называется устьем. Оно является базисом эрозии реки. Ниже поверхности базиса эрозии река не может углублять свое русло.Базисом эрозии для притока служит главная река, для главной реки – озеро, море или океан, куда впадает эта река. Главным базисом эрозии для всех рек является уровень Мирового океана. Помимо главного базиса для большого количества рек выделяются региональные и локальные базисыэрозии. Региональные базисы - это крупные аллювиальные низменности. Например, для р.Дунай региональным базисом зрозии служит Дунайская низменность.Локальные базисы эрозии встречаются в долине каждой реки, например небольшие впадины, проточные озера и т.д.

На протяжении продольного профиля геологическая деятельность реки различается. У истока и на верхнем отрезке речной долины преобладает глубинная эрозия. В пределах среднего участка речной долины речная она сменяется динамическим равновесием между эрозией и аккумуляцией, в нижнем течении доминируют аккумулятивные процессы.

Реки могут иметь невыработанный, выравненный и предельный продольные профили. Невыработанный продольный профиль характерен начальной стадии разработки речной долины, когда река не успевает переработать неровности рельефа своего дна. Для реки существенные препятствия могут представлять выходы горных пород с различной устойчивостью, активные разломы и развивиющиеся складки, ледниковый грядово-холмистый рельеф и ледниковые ложбины с озерами. Вдоль невыработанноного профиля проявляется частая смена участков эрозии и отрезнов аккумуляции. Выработанный продольный профиль формируется в результате постепенного сглаживания рекой неровностей. Предельный продольный профиль имеет уклон, зависящий только от стока. Разъяснить подробнее.

По характеру замыкания выделяются три типа речных долин: открытые, полуоткрытые и закрытые.

Полуоткрытые долины преобладают на равнинах платформенных областей. Их верховья замыкает эрозионный цирк, а устье открывается в приемник (озеро, море, океан). Реки развиваются регрессивно, их верховья растут вверх. При сближении рек на склонах возвышенности происходят речные перехваты Рис.).

Рис.

Живая сила реки определяется преимущественно величиной превышения верховья над устьем. Перехват осуществляется более агрессивной рекой, обладающей большей живой силой. Участок долины, прорезающий водораздел, является сквозным. В результате возникают эпигенетические долины, наложенные на ранее существовавший рельеф. Эпигенетические долины более молодые, чем поверхность, которую они пересекают.

Открытые долины – это сквозные долины, верховья которых не замыкаются на склоне возвышенностей (См. рис). Открытые долины образуются в процессе преодоления рекой возникающего в ее пределах и растущего в рельефе поднятия. Если скорость роста небольшая, то река прорезает возвышенность. Речные долины более древние, чем возвышенность, называются антецедентными.

Закрытые речные долины образуются в карстующихся гипсо-и соленосных породах и находятся под земной поверхностью.

Строение речных долин в поперечном сечении. По генезису возрасту и морфологии выделяются мегацикловые и цикловые речные долины. Мегацикловые долины имеют эндогенное происхождение. Формирование таких отрицательных форм соответствует тектоническим циклам или неотектоническому этапу, в течение которых реки вырабатывают самые крупные (мегацикловые) долины. В горных областях мегацикловые долины хорошо сохраняются и развиваются на протяжении всего неотектонического этапа. В четвертичных долинах образуется одна мегацикловая долина. Цикловые долины более молодые и возникают при первоначальном преобладани глубинной эрозии, последущем проявлением боковой эрозии частичным или полным заполнением аллювием. Они отражают один импульс нарастания и спада скорости тектонических движений в течение десятков и сотен тысяч лет. Самая юная цикловая долина имеет голоценовый возраст. Она включает пойму и русло.

В долинах равнинных рек поймы являются аккумулятивными. Они сложены пойменным аллювием вверху и русловым аллювием внизу. В старицах развит старичный аллювий(Рис.).

Рис.

Самый молодой участок поймы включает прирусловой вал.

В русле реки выделяются изгибы – меандры. Под влиянием силы тяжести меандры медленно смещаются вниз по течению реки. Они перемещаются вкрест простирания долины от одного берега к противоположногму. Смещение меандров сопровождается размывом древнего пойменного аллювия. Меандры связаны с турбулентным характером течения потока, когда поступательное движение воды сочетается с поперечной циркуляцией. При этом происходит размыв крутого берега и отложение частиц на пологом (Рис.)

Рис.

По строению различаются врезанные и блуждающие меандры. Врезанные меандры образуются пр пересечении рекой развивающегося поднятия. Они характерны для антецедентных участков долин. Блуждающие меандры развиваются в пределах прогибающихся впадин и свободно смещаются вниз по течению. В продольном профиле русла наблюдается чередование плесовых ложбин – глубоких участков и перекатов – более мелких. Вдоль центральных частей этих неровностей проходит стержень – линия наибольших поверхностных течений. Плесовые ложбины тяготеют к вогнутому крутому размываемому склону. Прирусловые отмели расположены напротив размываемого склона. Они сложены хорошо отсортированным песком и имеют волнистый рельеф, состоящий из песчаных волн, изогнутых в плане. Высота валов достигает 0.5 м, а длна – от 10 до 50 м. Намывные острова возникают в условиях уменьшения уклона русла и извилистости. Реки, испытывающие фуркацию, широко распространены в горных странах и на равнинах. В пределах горных районов они приурочены к предгорьям и характерны в реках с ледниковым питанием, а на равнинах – к устьевым участкам. Ветвящиеся русла наблюдаются на широких и плоских прямолинейных участках долины, где резко уменьшается скорость течения. Здесь русло разветвляется на главные и второстепенные протоки, разделенные островами. Острова сложены русловым аллювием и перемещаются вниз по течению.

На склонах долин расположены террасы – ступени, состоящие из площадки и нижерасположенного склона. Высота террасы измеряется по превышению поверхности ее площадки над меженным уровнем воды в реке. Выделяются три типа речных долин и террас.

Первый тип - эрозионные долины и террасы. Долины образуются в результате неравномерного непрерывного и быстрого углубления реки при преобладании процессов глубинной эрозии. Они имеют вид теснин и каньонов с узким дном и крутыми склонами. Их дно лишено покрова аллювия. На склонах таких долин образуются эрозионные террасы, площадка и уступ которых полностью сложены коренными породами (Рис.).

Рис.

Второй тип – эрозионно-аккумулятивные долины и террасы. Формимируются в условиях неравномерного углубления, которое в конце каждого цикла сменяется наращиванием дна – покровом аллювиальных отложений различной мощности.Древние террасы располагаются вверху склона долины, а молодые – внизу.Для таких террас характерен маломощный аллювий. В ходе развития проявляется преобладание эрозии над аккумуляцией.Эрозионно-аккумулятивная терраса состоит из площадки – цоколя и покрова аллювия, который его перекрывает. Выделяются террасы с открытым и закрытым цоколем.

Третий тип - аккумулятивные долины и террасы, которые развиваются в условиях преобладания аккумулятивных процессов над эрозионными в течение одного цикла. Различают прислоненные, вложенные и наложенные долины. Прислоненные долины образуются в условиях чередования процессов заполнения долин и последующего размыва отложений. При этом практически полностью уничтожается ранее накопленная толща и не происходит увеличение мощности аллювия. Вложенные долины формируются в условиях чередования эрозии и аккумуляции. Цикл последующей эрозии не достигает первоначальной глубины и часть древней аллювиальной толщи сохраняется на дне. В речной долине происходит последовательное накопление толщ разновозрастного аллювия. Наложенные долины возникают, когда значительно преобладают процессы аккумуляции и наложения молодых толщ на более древние. В центре долины будет происходить накопление русловых разновозрастных толщ(Рис.)

Рис.

Террасы не образуются Аккумулятивная терраса – ступень, полностью сложенная аллювием.

ЛЕКЦИЯ 11. КАРСТОВЫЕ ПРОЦЕСЫ И ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Карст – это процесс растворения и размыва растворимых горных пород водой. Термин «карст» происходит от названия известнякового плато Карст, расположенного к северу и северо-востоку от полуострова Истрия в Югославии. В результате карста образуются специфические карстовые формы рельефа.