шпоры по геоморфе 1

Рельефообразующие факторы.
Рельеф формируется в результате взаимодействия внутренних (эндогенных) и внешних (экзогенных) сил. Эндогенные и экзогенные процессы рельефообразования действуют постоянно. При этом эндогенные процессы в основном создают главные черты рельефа, а экзогенные пытаются выровнять рельеф.
Экзогенные факторы. Под экзогенными факторами понимаются процессы рельефообразования, обусловленные выветриванием, денудацией и аккумуляцией. Они генетически и причинно связаны с эндогенными факторами, приповерхностным гравитационным полем Земли, ее климатом, а также влиянием Солнца и Луны. Формы рельефа, в образовании которых главная роль принадлежит экзогенным процессам, называются морфоскульптурами.
Выветривание – сочетание процессов разрушения горных пород, слагающих земную поверхность под воздействием внешних оболочек и Солнца. Они подготавливают материал для дальнейших денудации и аккумуляция. Источники энергии для процессов выветривания –энергия Солнца и физико-химическое воздействие атмосферы и гидросферы.  Климат определяет избирательное развитие основных генетических типов выветривания и влияет на скорость их течения. Денудация по общему характеру воздействия – процесс снижения земной поверхности. Подразделяется на общую, или плоскостную, и линейную, развивающуюся избирательно. Аккумуляция – процесс повышения земной поверхности. Может быть региональной и локальной. Генетические типы денудации и аккумуляции зависят от физико-географической обстановки; возникновение процессов, их скорость и продолжительность полностью соответствуют источникам энергии. Денудация и аккумуляция протекают только при наличии неровностей земной поверхности и прекращаются при их уничтожении. В геоморфологическом аспекте эндогенные факторы порождают неровности земной поверхности, экзогенные факторы – нивелируют их. От соотношения эндогенных и экзогенных факторов зависит степень выравнивания. На поверхности суши, в эпиконтинентальных морях, озерах, реках выделяются две основные обстановки развития экзогенных процессов: субаэральная (наземная) и субаквальная (подводная).  В пределах суши различаются платформенная и орогенная обстановки, характеризующиеся различным развитием экзогенных процессов и коррелятивных им отложений. В платформенных областях на обширных площадях с однообразными орографическими и климатическими условиями каждый из генетических типов экзогенных процессов получил самостоятельное и наиболее полное развитие. Для орогенных областей со сложным контрастным рельефом в условиях ороклиматической зональности характерен парагенез генетических типов и их изменчивость в пространстве.   Эндогенные факторы. Под эндогенными рельефообразующими факторами понимаются процессы, обусловленные внутренним развитием литосферы и создающие неровности земной поверхности в условиях приповерхностного гравитационного поля Земли и под воздействием ее движений в пространстве. Структурные формы, выраженные в рельефе - полигенные образования, т.к. всегда в различной степени искажены экзогеннми процессами.
Источники энергии эндогенных процессов подразделяются на :Внешние (космические); Внутренние (земные): 1) потенциальная энергия массы Земли и создаваемого ею гравитационного поля; 2) энергия движения Земли; 3) энергия, выделяемая Землей в процессе развития планетарной материи.  По своему воздействию на земную поверхность эндогенные факторы могут быть подразделены на статические и динамические. Динамические, или активные, эндогенные факторы - общие и частные движения земной коры. Динамика определяется направлением, скоростью и неравномерностью движений в пространстве и времени. К основным статическим, или пассивным, эндогенным факторам относятся: литолого-стратиграфические условия и глубина денудационного среза.  Деформация пород – структурная форма (СФ) является как статическим, так и динамическим факторам. Если денудации подвергается неразвивающаяся (мертвая) СФ, то она играет роль пассивного фактора - в рельефе препарируются ее отдельные части. Если СФ живая и выражена в рельефе в результате активного развития складки (блока), то ее рельефообразующее значение - активное, отражающее новейшие движения земной коры.  Выражение в рельефе неразвивающейся СФ определяется различными сочетаниями трех параметров: 1) типом тектонических деформаций;  2) устойчивостью пород, ее слагающих, и последовательностью их чередования; 3) глубиной денудационного среза в современную эпоху. Морфологическое выражение развивающейся СФ зависит от:  А – статических факторов – глубина денудационного среза, структурные и литолого-стратиграфические условия; Б – комплекса динамических параметров - тип развивающейся деформации и характеристика ее механических перемещений. Наиболее распространены мозаичные СФ - поднятия и впадины, включающие отмершие деформации. Мертвые тектонические деформации только в условиях общего поднятия могут кратковременно создавать неровности земной поверхности. Они зависят от устойчивости пород процессам денудации, структурных особенностей и глубины денудационного среза. Развивающиеся СФ получают выражение в рельефе только при преобладании скорости вертикальных тектонических движений над нивелирующими экзогенными процессами.
Динамические рельефообразующие факторы
Динамические, или активные, эндогенные факторы – это общие и частные движения земной коры. Динамика определяется направлением, скоростью и неравномерностью движений в пространстве и времени. К основным статическим, или пассивным, эндогенным факторам относятся: литолого-стратиграфические условия и глубина денудационного среза.  Деформация пород – структурная форма (СФ) является как статическим, так и динамическим факторам. Если денудации подвергается неразвивающаяся (мертвая) СФ, то она играет роль пассивного фактора - в рельефе препарируются ее отдельные части. Если СФ живая и выражена в рельефе в результате активного развития складки (блока), то ее рельефообразующее значение - активное, отражающее новейшие движения земной коры.  Выражение в рельефе неразвивающейся СФ определяется различными сочетаниями трех параметров: 
1) типом тектонических деформаций; 
2) устойчивостью пород, ее слагающих, и последовательностью их чередования; 
3) глубиной денудационного среза в современную эпоху. Морфологическое выражение развивающейся СФ зависит от:  А – статических факторов – глубина денудационного среза, структурные и литолого-стратиграфические условия;  Б – комплекса динамических параметров - тип развивающейся деформации и характеристика ее механических перемещений.  Наиболее распространены мозаичные СФ - поднятия и впадины, включающие отмершие деформации. Мертвые тектонические деформации только в условиях общего поднятия могут кратковременно создавать неровности земной поверхности. Они зависят от устойчивости пород процессам денудации, структурных особенностей и глубины денудационного среза. Развивающиеся СФ получают выражение в рельефе только при преобладании скорости вертикальных тектонических движений над нивелирующими экзогенными процессами. Большое значение имеет общий характер движений, особенно при несовпадении знаков общих и частных вертикальных перемещений. 





Статические параметры, характеризующие орографические формы, созданные неразвивающимися структурами
Глубина денудационного среза, сформировавшегося к современной эпохе в значительной степени определяет структурные и литолого-стратиграфические условия.
Выделяются денудационные срезы 4-х типов: I – в неуплотненных недислоцированных молодых отложениях (формируются слабохолмистые поверхности водоразделов, ограниченные склонами речных долин);
II – в уплотненных недислоцированных осадочных породах с отдельными бронирующими пластами (рельеф плато и куэст);
III – в уплотненных дислоцированных осадочных породах (возвышенности, тождественные бронированным сводам и крыльям);
IV – в магматических и метаморфических породах фундамента (разнообразные формы скалистых возвышенностей и ущелистых долин).























Понятие о критических скоростях тектонических движений; рельеф в условиях докритических и послекритических скоростей. Примеры
Тектонические движения земной коры - это механические движения, вызываемые силами, которые действуют в земной коре и главным образом в мантии Земли, приводящие к деформации слагающих кору пород.
Основной причиной тектонических движений считаются конвективные течения в мантии, возбуждаемые теплом распада радиоактивных элементов и гравитационной дифференциацией ее вещества в сочетании с действием силы тяжести и стремлением литосферы к гравитационному равновесию по отношению к поверхности астеносферы.
Скорость тектонических движений скорость перемещения масс в земной коре. Для определения скорости новейших и совр. тект. движений применяется несколько методов: исторический метод, геодезический метод, геоморфологический и геол. методы, включающие изучение положения береговой линии, террас, и т. д.
Скорость колебательных движений новейшего времени в разл. р-нах земного шара измеряется обычно мм и в редких случаях см в год, так, центр. часть Скандинавии поднимается на 1 м в 100 лет, вост. берег Англии погружается со скоростью 0,9 м в 100 лет, бухта Нижнего Рейна погружается на 0,27 м в 100 лет и т. д. С. т. д., связанных с разрывными дислокациями в стабилизированных обл., также невелика (в сбросах на Нижнем Рейне десятые доли м в 100 лет, для Альпийского сдвига в Новой Зеландии, развивающегося с конца юрского периода, по Веллману, 0,4 м в 100 лет). Скорость движений при складкообразовании труднее поддается расшифровке. Методы определения скорости древних колебательных движений основаны гл. обр. на расчетах скорости осадконакопления при допущении, что прогибание компенсируется осадконакоплением. По подсчетам Белоусова (1948), Варданянца (1965) и др., средняя скорость прогибания в геосинклиналях составляла 0,010,02 м в 100 лет, на платформах 0,0020,003 м в 100 лет. Эти цифры много ниже полученных для совр. движений, так как в древних толщах фиксируется только средняя суммарная скорость прогибания за длительный срок и не имеется возможности исключить перерывы и движения обратного знака.
Начиная с раннего протерозоя скорость движения литосферных плит последовательно снижалась с 50 см/год до ее современного значения около 5 см/год.
Снижение средней скорости движения плит будет происходить и далее, вплоть до того момента, когда благодаря увеличению мощности океанических плит и их трению друг о друга оно вообще не прекратится. Но произойдет это, по-видимому, только через 1-1,5 млрд лет.
Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне. Эти аномалии, как теперь установлено, появляются в рифтовых зонах океанов благодаря намагничиванию излившихся на них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов.
В современной науке считается, что в недрах земли существуют только конвекционные потоки.
 
На приведенной иллюстрации показано движение с критической скоростью.
        Очень наглядно видны расходящиеся в сторону, образуемые при таком движении  вихри. 

Современными геодезическими методами, включая космическую геодезию, высокоточные лазерные измерения и другими способами установлены скорости движения литосферных плит и доказано, что океанические плиты движутся быстрее тех, в структуру которых входит континент, причем, чем толще континентальная литосфера, тем скорость движения плиты ниже.

Направленность развития рельефа при воздействии на него эндогенных и экзогенных процессов (на примере развивающихся структурных форм).
Исходным положением современной геоморфологии является представление о том, что рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов. 
Эндогенные процессы обусловливают различные типы тектонических движений и связанные с ними деформации земной коры. Они являются причиной землетрясений, эффузивного и интрузивного магматизма, лежат в основе дифференциальности вещества в недрах Земли и формирования различных типов земной коры. В совокупности эндогенные процессы не только способствуют возникновению разнообразных по морфологии и размерам форм рельефа, но во многих случаях непосредственно или опосредованно (через литологию горных пород) контролируют как характер, так и интенсивность экзогенных процессов. Все это определяет исключительно важную роль эндогенных процессов в рельефообразовании на поверхности Земля. Однако в "чистом", первозданном виде эндогенные формы встречаются редко. С момента зарождения они постоянно подвергаются воздействию экзогенных процессов, источником энергии которых является энергия, получаемая Землей извне, главным образом от Солнца.
Экзогенные процессы - геологические процессы, обусловленные внешними по отношению к Земле источниками энергии (преимущественно солнечное излучение) в сочетании с силой тяжести. Э. п. протекают на поверхности и в приповерхностной зоне земной коры в форме механического и физико-химического её взаимодействия с гидросферой и атмосферой. К ним относятся: [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], геологическая деятельность ветра (эоловые процессы, [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), проточных поверхностных и подземных вод ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), озёр и болот, вод морей и океанов ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), ледников ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]).
Несмотря на ведущую рельефообразующую роль эндогенных процессов, создающих различного рода неровности на поверхности Земли и направляющих деятельность экзогенных процессов, роль последних в рельефообразовании огромна и соизмерима с ролью эндогенных процессов. Отсюда понятна важность познания закономерностей экзогенного рельефообразования, в результате которого формируется морфоскульптурный рельеф. Под морфоскулъптурой понимают все формы рельефа, независимо от их размеров, возникшие в результате перемещения вещества на земной поверхности под действием экзогенных, агентов.
6. Условия развития положительных и отрицательных структурных форм (конседиментационное, конденудационное и конэрозионное развитие).

Конседиментационный режим - осадконакопление ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) и опускание дневной поверхности равновелики (формируются седиментационные равнины).
Конседиментационные тектонические движения образуют [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], развивающиеся одновременно с накоплением осадков какого-либо комплекса.
Они могут проявляться в образовании складок и разрывов. Конседиментационное образование складок описано в работах Шатского (1951) и др. и послужило основанием для развития представлений о непрерывности складкообразования. Признаки этого типа различие фациального состава и мощн. осадков на крыльях и в замках складок, в антиклиналях. Известны примеры, когда вверху [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] опущенного крыла разрыва прислонены к его поверхности, которая переработана эрозией. В таких случаях поднятое [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] долгое время выступало в качестве скалистого берега бассейна, в котором осаждались слои опущенного крыла. На поднятом крыле соответствующие слои не отлагались. Поднятия сменяются опусканиями, что отражается в различиях геол. разрезов одного и другого крыла.
Конденудационный режим - [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и воздымание дневной поверхности равновелики (формируются денудационные равнины). Например, новейшая активизация Южного Урала началась в раннем олигоцене и интенсивно продолжилась в миоцене; она сопровождалась также складкообразованием савской и штирийской фаз. Поднятие Южного Урала в миоцене было медленным - конденудационным, только на рубеже миоцена-плиоцена началось конэрозионное развитие, когда появились первые конусы выноса, подчеркнувшие новообразованный Сакмарский уступ восточной экспозиции. 
Конэрозионный режим - скорость воздымания дневной поверхности превышает денудацию (формируются горы).









7. Неравномерность, направленность и стадийность тектонических движений, отражение этих факторов в рельефе и коррелятивных отложениях.

Тектонические движения - механические движения земной коры, вызываемые силами, которые действуют в земной коре и главным образом в мантии Земли, приводящие к деформации слагающих кору пород. Т. д. связаны с изменением химического состава, фазового состояния (минерального состава) и внутренней структуры подвергающихся деформации горных пород. Т. д. охватывают одновременно очень большие площади. Геодезические измерения показывают, что практически вся поверхность Земли находится непрерывно в движении, однако скорость Т. д. невелика, изменяясь от сотых долей до первых десятков мм/год, и только накопления этих движений в ходе очень продолжительного (десятки сотни млн. лет) геологического времени приводят к крупным суммарным перемещениям отдельных участков земной коры.
Тектонические движения разнообразны как по форме, глубине зарождения, а также по механизму и причинам возникновения.
По др. принципу Т. д. были разделены ещё М. В. Ломоносовым на медленные (вековые) и быстрые. Быстрые движения связаны с землетрясениями и, как правило, отличаются высокой скоростью, на несколько порядков превышающей скорость медленных движений. Смещения земной поверхности во время землетрясений составляют несколько м, иногда более 10 м. 
  Существенное значение имеет подразделение Т. д. на вертикальные (радиальные) и горизонтальные (тангенциальные), хотя оно и носит в большей мере условный характер, ибо эти движения взаимосвязаны и переходят одни в другие. Преобладающие вертикальные движения обусловливают поднятия и опускания земной поверхности, в том числе образование горных сооружений. Они являются основной причиной накопления мощных толщ осадочных пород в океанах и морях, а отчасти и на суше. Горизонтальные движения наиболее ярко проявляются в образовании крупных сдвигов отдельных блоков земной коры относительно других с амплитудой в сотни и даже тысячи км, в их надвигах с амплитудой в первые сотни км, а также (спорно) в образовании океанических впадин шириной в тысячи км в результате раздвига глыб континентальной коры.
  Тектонические движения отличаются определённой периодичностью или неравномерностью, которая выражается в изменениях знака и (или) скорости во времени. Относительно короткопериодические вертикальные движения с частой переменой знака (обратимые) называются колебательными. Горизонтальные движения обычно длительно сохраняют свою направленность и являются необратимыми. Колебательные Т. д. служат причиной трансгрессий моря, образования морских и речных террас.
8. Характер рельефа при различных соотношениях эндогенных (Т) и экзогенных (Д, А) процессов
Эндогенные и экзогенные процессы действуют на земную поверхность одновременно, но с разной интенсивностью во [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. При ведущем значении эндогенных процессов возникают преимущественно крупные, структурные формы рельефа суши, дна морей и океанов. Образование крупнейших (планетарных) форм связано также с силами [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] характера - вращением Земли, солнечно-лунным притяжением подобное. Экзогенные процессы обычно формируют мелкие, скульптурные формы, осложняя ими формы крупного масштаба. В зависимости от преобладания того или иного экзогенного фактора различают:
флювиальные формы, обязаны своим появлением работе [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и временных потоков;
ледниковые, обусловленные деятельностью современных и древних [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ];
мерзлотных (криогенных)
аридные, в создании которых главную роль играют процессы физического [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], работа ветра и другие.
Области тектонического поднятия и опускания испытывают противоположного по морфологической направленности воздействия со стороны внешних процессов: возвышенные и участки, поднимающиеся земной коры расчленяются, срезаются сверху и с боков, т.е. подвергаются [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], а пониженные и те, которые опускаются, заполняются продуктами разрушения и сноса, то есть областями [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ].
Дж. Геттон ввел в науку понятие о геологическом цикле, рассматривал изменения рельефа как составную часть геологического развития недр Земли. Концепцию медленного и непрерывного изменения земной поверхности под влиянием процессов, действующих и в настоящее время, выдвинул Ч. Лайель, который полагал, что основные формы рельефа возникают как результат движения земной коры, а затем нивелируются, разрушаются под действием внешних сил. В. Дэвис опубликовал учение о географических (геоморфологических) циклах, дав свое видение взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов. По признаку ведущего экзогенного процесса Дэвис выделил «нормальный» (водно-эрозионный), ледниковый, морской и аридный (эоловый) циклы развития рельефа. Связь денудационных процессов с вертикальными движениями земной коры рассматривал немецкий ученый В. Пенка (1924), разработавший принцип изучения тектонических движений на основе анализа рельефа. Он полагал, что при анализе взаимодействия экзогенных и эндогенных процессов следует учитывать непрерывность и одновременность действия обоих этих процессов.
9. Динамические рельефообразующие факторы; развивающиеся деформации и их параметры: скорость и знак движения, сложность (дать на примере складчатых структурных форм).
Релье
·ф (франц. поднимаю) (географический), совокупность неровностей поверхности суши, дна океанов и морей, многообразных по очертаниям, размерам, происхождению, возрасту и истории развития.
В зависимости от величины форм различают рельефа: мегарельеф, включающий как планетарные формы (например, материковые выступы, ложе океана), так и формы несколько меньшего порядка (горные системы, равнинные страны); макрорельеф (горные хребты, межгорные впадины, возвышенности, низменности); мезорельеф (овраги, подводные каньоны, холмы); микрорельеф (карстовые воронки, степные блюдца и др.); нанорельеф (мельчайшие западины, кротовые и сурчиные кучки, термитники и пр.).
Следует различать эндогенные рельефообразующие факторы, обусловленные внутренними силами Земли (преимущественно тектонические движения и вулканическая деятельность), и экзогенные, связанные с лучистой энергией Солнца (текучая вода, ледники, ветер, прибой волн на берегах морей и озёр, избирательное выветривание и др.).
Рельефообразующие процессы - перемещение вещества и энергии в земной коре и на земной поверхности, вызывающие образование, видоизменение и разрушение форм рельефа. В зависимости от источника энергии рельефообразующие процессы подразделяются на эндогенные и экзогенные. И те и другие формируют рельеф всегда совместно, но в образовании отдельных типов рельефа преобладают либо одни, либо другие процессы.
Внешние рельефообразующие процессы
Возбуждаемые энергией солнечных лучей и силой тяжести экзогенные силы, с одной стороны, разрушают формы, созданные эндогенными силами, с другой - создают новые формы. В этом процессе выделяют:
1) разрушение горных пород (выветривание - оно не создает формы рельефа, а подготавливает материал)
2) удаление разрушенного материала, обычно это снос вниз по склону (денудация)
3) переотложение (аккумуляция) сносимого материала. Если при этом формируется практически ровная поверхность, говорят о пенепленизации.
Важнейшими агентами проявления внешних сил являются воздух и вода. Различают физическое, химическое и биогенное выветривание. Физическое выветривание происходит из-за неодинакового расширения и сжатия частиц горных пород при колебаниях температуры. Особенно интенсивно оно в переходные сезоны и в районах с континентальным климатом, большими суточными амплитудами температур - на нагорьях Сахары или в горах Сибири, при этом часто формируются целые каменные реки - курумы. Если в трещины пород проникает вода, а затем, застывая и расширяясь, увеличивает эти трещины, говорят о морозном выветривании. Химическое выветривание - это разрушение горных пород и минералов под действием содержащихся в воздухе воде, породах и почвах активных веществ (кислорода, углекислоты, солей, кислот, щелочей и др.) в результате химических реакций. Для химического выветривания, напротив, благоприятны влажные и теплые условия, характерные для приморских районов, влажных тропиков и субтропиков. Биогенное выветривание часто сводится к химическому и физическому воздействию на горные породы организмов. Вода - "скульптор лика земного" и один, из самых мощных агентов перестройки рельефа. Текучие воды воздействуют на рельеф, разрушая горные породы.
Внутренние рельефообразующие процессы
Энергетической основой внутренних рельефообразующих процессов является энергия, идущая из глубин земли - ротационная, радиоактивный распад и энергия геохимических аккумуляторов. Ротационная энергия связана с освобождением энергии при замедлении вращения Земли вокруг своей оси из-за влияния трения (доли секунд за тысячелетия). Энергия геохимических аккумуляторов - это накопившаяся за многие тысячелетия в горных породах энергия Солнца, которая высвобождается при погружении пород во внутренние слои. Экзогенные (внешние силы) называются так потому, что основной источник их энергии находятся вне Земли - это энергия, непосредственно поступающая от Солнца. Для проявления действия экзогенных сил должны быть задействованы неровности земной поверхности, создающие разность потенциалов и возможность перемещения частиц под действием силы тяжести. Внутренние силы, стремятся к созданию неровностей, а внешние - к выравниванию этих неровностей. Внутренние силы создают структуру (основу) рельефа, а внешние силы выступают в роли скульптора, обрабатывая" созданные внутренними силами неровности. Поэтому эндогенные силы иногда называют первичными, а внешние - вторичными. Но это не значит что внешние силы слабее внутренних. За геологическую историю результаты проявления этих сил сопоставимы.



10. Рельефообразующее значение литолого-стратиграфических условий и их оценка в условиях новейшего развития структурных форм.
Особенности строения структуры определяют разнообразие рельефа при неизменяющихся динамических факторах. Устойчивость пород и мощность толщ. Устойчивые осадочные породы, отпрепарированные процессами селективной денудации, образуют бронирующие поверхности. Они создают формы, тождественные тектоническим деформациям или их отдельным элементам. Горные сооружения с широким выходом на поверхность пород с примерно равной и значительной устойчивостью образуют крутые монотонные склоны. При чередовании пластов пород разной устойчивости значительной и равноценной мощности препарируются бронирующие поверхности. При преобладании толщ неустойчивых пород формируется аструктурный нейтральный рельеф округлых холмов, гряд и межгрядовых долин. Угол падения. В областях распространения осадочных пород определяет образование денудационных форм, возникающих при избирательном препарированни различно наклоненных бронирующих пластов: плато – угол наклона бронирующего слоя - 0 - 2о; куэсты – угол наклона - до 10 – 12о; гряды (моноклинальные гребни) – угол наклона более 12о; вогнутые плато и своды образуются, если в ядре складки выходят устойчивые породы.  Угловое несогласие в условиях воздымания и селективной денудации часто представляет границу между типами рельефа различного морфологического.












11. Климат, как фактор рельефообразования. Тенденции изменения климата за новейший этап. Причины климатических изменений.
Климат - один из важнейших факторов рельефообразования. 
Взаимоотношения между климатом и рельефом разнообразны. Климат обусловливает характер и интенсивность процессов выветривания, он же определяет в значительной мере характер денудации, так как от него зависят «набор» и степень интенсивности действующих экзогенных сил. Поэтому в разных климатических условиях возникают разные, часто специфические формы рельефа. Различия в формах наблюдается даже в том случае, когда внешние силы воздействуют на однородные геологические структуры, сложенные литологическими сходными горными породами. Климат влияет на процессы рельефообразования как непосредственно, так и опосредственно, через другие компоненты живой природы: гидросферу, почвенно-растительный покров и др.
Существенное влияние на процессы рельефообразования оказывает растительный покров, который сам является функцией климата. Так, поверхностный сток резко ослабевает или совсем гасится в условиях сомкнутого растительного покрова, при наличии хорошо развитой дернины или лесной подстилки даже на крутых склонах. Поверхности с разреженным растительным покровом или лишенные его становятся легко уязвимые для эрозионных процессов, а в случае сухости рыхлых продуктов выветривания - и для деятельности рек.
Прямые и опосредованные связи между климатом и рельефом являются причиной подчинения экзогенного рельефа в определенной степени климатической зональности. Этим он отличается от эндогенного рельефа, формирование которого не подчиняется зональности. Поэтому рельеф эндогенного происхождения называют азональным.
Климат не является постоянным, а подвержен определенным изменениям. Исследования геологами осадочных отложений земной коры показали, что в прошедшие эпохи происходили гораздо большие изменения климата. Поскольку эти изменения были обусловлены природными процессами их называют естественными. Наряду с естественными факторами на глобальные климатические условия оказывает всевозрастающее влияние хозяйственная деятельность человека. Это влияние начало проявляться тысячи лет назад, когда в связи с развитием земледелия в засушливых районах стало широко применяться искусственное орошение. Распространение земледелия в лесной зоне также приводило к некоторым изменениям климата, так как требовало вырубки лесов на больших пространствах. Однако изменения климата в основном ограничивались изменениями метеорологических условий только в нижнем слое воздуха в тех районах, где осуществлялись значительные хозяйственные мероприятия.
Во второй половине XX в. в связи с быстрым развитием промышленности и ростом энерговооруженности возникли угрозы изменения климата на всей планете. Современными научными исследованиями установлено, что влияние антропогенной деятельности на глобальный климат связано с действием нескольких факторов, из которых наибольшее значение имеют:
увеличение количества атмосферного углекислого газа, а также некоторых других газов, поступающих в атмосферу в ходе хозяйственной деятельности, что усиливает парниковый эффект в атмосфере;
увеличение массы атмосферных аэрозолей;
возрастание количества вырабатываемой в процессе хозяйственной деятельности тепловой энергии, поступающей в атмосферу.
Наибольшее значение имеет первая из указанных причин антропогенного изменения климата. Суть «[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]» заключается в следующем. В атмосфере содержатся в определенной концентрации «радиационно-активные» газы, имеющие большое значение для жизни на Земле, поскольку задерживают тепло в нижних слоях атмосферы. Без этих газов температура земной поверхности была бы примерно на 33°С ниже. Однако повышение концентрации парниковых газов (углекислого газа С02, метана СН4, закиси азота N,0, хлорфторуглеродов и др.) у земной поверхности приводит к формированию определенной «газовой завесы», которая не пропускает избыточное инфракрасное излучение от поверхности Земли обратно в космос, как это должно быть при нормальной концентрации этих газов. В результате значительная часть энергии остается в приземном слое, что вызывает потепление у самой ее поверхности.










12.Зональность рельефа платформенных областей в пределах материкового оледенения.
  По вопросу зональности рельефа существовали различные точки зрения. Одни исследователи считают, что рельеф азонален; ведущая роль в его формировании принадлежит тектоническим движениям. Экзогенному процессу сторонники такого взгляда отводили второстепенную роль, считая, что на его долю приходится только скульптурная отделка тектонических сооружений. Другие ученые, как советские, так и зарубежные, главную роль в процессах рельефообразования отводят экзогенным агентам.    В свое время С. В. Калесник (1955) указывал, что тектонические движения и экзогенный процесс в формировании рельефа равноправны и ни одному из них не принадлежит абсолютное господство. Несомненно, преобладание эндогенного или экзогенного процесса приводит к образованию соответствующих форм и типов рельефа. Взаимодействие экзогенного и эндогенного процессов представляет диалектическое единство, проявляющееся и изменяющееся по своим результатам во времени и пространстве. Экзогенный процесс, лежащий в основе одной из самых важных закономерностей географической оболочки зональности и провинциальности, отражается и в процессах рельефообразования. Территория СНГ, обладающая разнообразием природных условий и прежде всего климатических, представляет хороший пример различной выраженности зональности процесса рельефообразования и форм и типов самого рельефа. Процесс развития рельефа в теплом и влажном климате протекает под влиянием химического выветривания, преобладающего над физическим. В холодном климате, в условиях которого господствует физическое выветривание, создаются другие специфические формы рельефа ячеистые (полигональные), солифлюкционные, мерзлотные и т. д. Низкие температуры четвертичного периода привели к образованию и консервации вечной мерзлоты, которая в свою очередь замедляет эрозионное расчленение поверхности и способствует образованию особых форм рельефа. Своеобразные формы рельефа создаются ледниками.
Причинами широтной зональности являются: шарообразная форма Земли и вращение Земли вокруг оси. Шарообразная форма Земли обусловливает различный наклон солнечных лучей к земной поверхности, в связи с чем поверхность Земли на разных широтах нагревается неодинаково. Вращение Земли вокруг оси при постоянном (около 23°30/) наклоне плоскости экватора к плоскости эклиптики приводит к равномерному распределению определенного количества тепла по поверхности той или иной зоны.
Зональность интенсивности нагревания солнечными лучами земной Поверхности приводит к зональности всех климатических условий, а это в свою очередь ведет к зональности всего комплекса природных явлений: процессов, гидрологических, биологических и др. Наиболее наглядным показателем зональности является растительность; поэтому географические зоны называются соответственно типу растительности, который в них преобладает (зона лесов, зона степей и т. д.).
Если бы на Земле не было океанов и существовал только равнинный рельеф, то зональность была бы выражена идеально.
Примеры азональности, вызванной наличием суши и моря: зона степей хорошо выражена в Восточной Европе и Азии, но почти отсутствует в Западной Европе. Основная причина близость океана и сильная расчлененность Западной Европы, приводящая к глубокому проникновению морей в сушу.
Еще большее влияние на характер природных зон оказывает рельеф. Горные системы не только способствуют смене широтной зональности вертикальной поясностью, но часто меняют направление широтных зон, расположенных вблизи горных систем. Например, в Северной Америке меридиональное простирание Кордильер привело к такому же направлению зон из широтных они превратились почти в меридиональные;
Учение о зонах природы имеет свою историю. Зональность отдельных природных явлений (климата, растительности) была давно известна ученым, которые выделяли на Земле климатические, растительные и другие зоны. В России еще в середине XIX в. П. П. Семенов-Тян-Шанский выделил вертикальные зоны на Заилийском Алатау, а в конце XIX в. Н. А. Северцов выделил вертикальные пояса в горах Средней Азии.
Создателем учения о природных зонах явился великий русский почвовед и географ В. В. Докучаев.
Он выделил в северном полушарии пять широтных природных зон:
1) тундровую,        
2) таежную, или лесную,
3) черноземную,
4) «аэральную» зону сухих, безводных, субтропических стран  (лёссовая, барханная, каменистая, солонцовая области),
5) красноземную, или латеритную, зону тропических стран.
На основании этого Докучаев сделал вывод: «...раз вся природа, взятая в целом, как растительный и животный миры, так воздух, а отчасти и минеральное царство,особенно поверхностные горные породы и легко растворимые минералы, зональны.









13.Характерные формы рельефа в области ледниковой экзарации (Балтийский щит).
Важную роль в формировании рельефа суши играют ледники – скопления льда на поверхности Земли, обладающие собственным движением. Ледники образуются в зоне нивального климата, который развит в полярных областях и в горах на больших высотах. Область формирования ледников приурочена к особой зоне поверхности Земли – хионосфере (греч. – снег), оконтуренной снизу так называемой снеговой линией. Снеговая линия ограничивает области, внутри которых на горизонтальной и незатененной поверхности снег, выпавший за зиму, не успевает растаять за лето. Следовательно, выше снеговой линии в хионосфере происходит накопление снега и льда. Положение снеговой линии связано прежде всего с широтной климатической зональностью. На экваторе она поднимается до абсолютных высот 5 – 6 км, к полюсам спускается до уровня моря. Кроме того уровень ее зависит от местных климатических условий и прежде всего от количества осадков. Так, в Гималаях на южном, влажном склоне она на 700 м ниже, чем на сухом северном. На западе Кавказа имеет высоту 2700 м, на востоке 3800 м, а в горах Центральной Азии, почти на той же широте, поднимается до 5 – 6 км. Итак, в пределах хионосферы происходит накопление снега. Накапливающийся снег вследствие уплотнения, временного подтаивания и перекристаллизации преобразуется в зернистый фирн, а затем в массивный кристаллический глетчерный лед.
В процессе своего движения ледники проводят огромную разрушительную работу. Эта сторона деятельности ледников получила название экзарации. Экзарация при скальном ложе выражается в ледниковой корразии – царапании и истирании ложа при движении льда впаянным в лед обломочным материалом и в отрыве и уносе льдом блоков горных пород, ограниченных трещинами.
Значение ледникового рельефа и отложений связано с очень широким былым распространением ледников на материках северного полушария. В плейстоцене во время максимального оледенения ледники покрывали Северную Америку до 400 с. ш., Европу до 500 с. ш., Западную Сибирь до 600 с. ш. В настоящее время площадь ледников резко сократилась. Они сохранились лишь в Гренландии и на некоторых арктических островах. На освободившейся от льда огромной территории широко развиты ледниковые формы рельефа и отложения.
Существует два основных типа оледенения – материковое и горное. По характеру рельефообразующих процессов и связанных с ними отложений и форм рельефа эти оледенения настолько различны между собой, что должны рассматриваться совершенно раздельно.
Экзарационный рельеф области ледниковой денудации. Разрушительная работа материкового льда ведет к общему сглаживанию выступов на поверхности Земли. Мощные толщи льда стремятся срезать выступающие участки рельефа. Большое значение имеет ледниковая корразия. На поверхности ложа ледников характерны шлифовка и полировка скал и в то же время наличие шрамов – борозд и царапин, оставленных более прочными обломками. Наблюдения над ориентировкой шрамов дают возможность (статистическим методом) определить направление движения льда. Гораздо более важную роль играет разрушение путем отрыва. Блоки горных пород смещаются давлением ледника. Кроме того, благодаря периодическому подтаиванию льда на глубине талые воды попадают в трещины горных пород, ограниченные ими блоки вмерзают в лед и уносятся ледником.
Наиболее характерны отрицательные формы рельефа, обусловленные экзарацией. Это длинные и нередко узкие борозды сложной, часто причудливой конфигурации, и неправильные котловины. Обычно они бывают заняты озерами. Очень типичен озерный ландшафт Финляндии и Карелии. Анализ расположения озер показывает их тесную связь с геологической структурой, приуроченностью борозд и котловин к зонам повышенной трещиноватости.
Балтийский щит   массивное складчатое поднятие на северо-западе [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Граничит со складчатыми структурами [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], надвинутыми на кристаллические породы щита. Балтийский щит на протяжении всей своей геологической истории испытывает устойчивые поднятия. В результате здесь вскрыты эрозией глубокие части [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] слоя земной коры.
Положительные формы рельефа также обнаруживают связь с геологическим строением. В виде скалистых выступов сохраняются наиболее массивные породы. По сети трещин развиваются углубления. Очень распространен мелкохолмистый рельеф. Характерны асимметричные, односторонне сглаженные холмы, называемые «бараньими лбами».
Друмлины. По периферии покрова основной морены, примыкая к поясу краевых морен, местами располагаются участки очень своеобразного упорядоченно-холмистого ландшафта. Здесь скапливаются удлиненно-овальные холмы, вытянутые в направлении движения ледника и сложенные полностью или частично моренным материалом. Их называют друмлинами. Количество их на одном участке достигает несколько тысяч. Размеры – от 400 до 2500 м в длину, от 150 до 400 м в ширину, от 5 до 45 м в высоту. Конец друмлина, обращенный навстречу движению льда, более тупой и высокий, противоположный конец несколько уже и значительно положе.
 
14.Формы рельефа материкового оледенения южнее Балтийского щита.
Балтийский щит   массивное складчатое поднятие на северо-западе[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Граничит со складчатыми структурами [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], надвинутыми на кристаллические породы щита. Балтийский щит на протяжении всей своей геологической истории испытывает устойчивые поднятия. В результате здесь вскрыты эрозией глубокие части [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] слоя земной коры.
В строении щита выделяются три крупные части геоблоки (сегменты): восточный (Кольско-Карельский), центральный (Свеко-феннский) и западный (Южно-Скандинавский). Кольско-Карельский геоблок почти целиком расположен на территории [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], Свекофеннский на территории [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и Швеции, Южно-Скандинавский на юге [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. В строении Кольско-Карельского сегмента выделяются несколько крупных блоков северо-западной ориентировки (Мурманский, Центрально-кольский, Беломорский, Карельский), разделённых крупными [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Мурманский блок образован массивами архейских гранитогнейсов (2,7-2,8 млрд. лет), Центральнокольский нижнеархейской Кольской серией [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], амфиболитов, магнетитовых [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], высокоглинозёмистыми кристаллические сланцами (3,0-3,5 млрд. лет). Верхнеархейские высокоглинозёмистые [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], метавулканиты образуют сложные [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. В южной части блока расположена система грабен-синклиналей, заполненных мощной толщей нижнепротерозойских метаосадочных и метавулканических пород. Важную роль играют нижнепротерозойские основные никеленосные [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] района Печенги, щелочные интрузии Кейвских тундр, а также палеозойские щелочные массивы (Ловозеро, Хибинский). Беломорский блок сложен архейской беломорской серией, напоминающей Кольскую серию по мощности, направленности изменения веществ, состава, степени [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], типам складчатых форм. Установлены три этапа метаморфизма: более 3 млрд. лет, 2,5-2,6 и 1,9-2,0 млрд. лет. В пределах Карельского блока выделяются несколько узких сложно построенных приразломных синклинорных зон, сложенных породами нижний части [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] (обломочные, [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], вулканические породы, кварциты) и разделённых антиклинорными зонами с выходами докарельского основания. Верхняя часть нижнего протерозоя (ятулий-субиотний) залегает несогласно, образуя крупные впадины, заполненные обломочными, карбонатными, вулканогенными толщами. Наиболее поздние магматические проявления в Карелии соответствуют порфировидным гранитам [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]  Выборгский массив (около 1600 млн. лет) и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ][ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] (около 1,2 млрд. лет), прорывающим кварциты, граниты-рапакиви и рифейские [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. 

15. Формы рельефа, обусловленные горным оледенением.
Следы самого древнего оледенения были обнаружены в Северной Америке в районе Великих озер, а затем в Южной Америке и в Индии. Возраст этих ледниковых отложений около 2 млрд лет.
Следы второго протерозойского оледенения (15 000 млн лет назад) выявлены в Экваториальной и Южной Африке и в Австралии.
В конце протерозоя (650-620 млн лет назад) произошло третье, наиболее грандиозное оледенение доксмбрийскос, или скандинавское. Следы его встречаются почти на всех материках.
Существует несколько гипотез о причинах возникновения оледенений. Факторы, положенные в основу этих гипотез, можно подразделить на астрономические и геологические.
К астрономическим факторам, вызывающим похолодание на Земле, относятся:
изменение наклона земной оси;
отклонение Земли от ее орбиты в сторону удаления от Солнца;
неравномерное тепловое излучение Солнца.
К геологическим факторам относят процессы горообразования, вулканическую деятельность, перемещение материков.
Согласно гипотезе дрейфа материков, огромные участки суши на протяжении истории развития земной коры периодически переходили из области теплого климата в области холодного климата, и наоборот.
Активизация вулканической деятельности, по мнению некоторых ученых, также приводит к изменению климата: одни считают, что это приводит к потеплению климата на Земле, а другие что к похолоданию.
Ледники оказывают существенное влияние на подстилающую поверхность. Они сглаживают неровности рельефа и сносят обломки горных пород, расширяют речные долины. А кроме того, ледники создают специфические формы рельефа.
Различаются два вида рельефа, возникших благодаря деятельности ледника: созданный ледниковой эрозией (от лат.erosio  разъедание, разрушение) (рис. 4) и аккумулятивный (от лат. accumulatio  накопление) (рис. 5).
Ледниковой эрозией созданы троги, кары, цирки, карлинги, висячие долины, «бараньи лбы» и др.
Крупные древние ледники, переносящие крупные обломки горных пород, являлись мощными разрушителями горных пород. Они расширяли днища речных долин и делали более крутыми борта долин, по которым двигались. В результате такой деятельности древних ледников возникли троги или троговые долины - долины, имеющие U-образный профиль.

16. Понятие криолитозона и ее формы рельефа.
Криолитозона Земли определяется как зона проявления особого типа осадочного породообразования. Она состоит из областей наземного оледенения и распространения мерзлых горных пород на суше, а также долговременных многолетних и сезонных ледовых покровов на море, т.е. наземного, подземного и морского оледенения. Во всех областях криолитозоны как на суше, так и в море, формируются своеобразные отложения, специфика литогенеза которых определяется криогенными факторами.
Под криолитозоной нередко понимают мерзлую зону литосферы. Тем самым как бы отождествляются два понятия - «криолитозона» и «криолитосфера». Однако они не идентичны, их следует различать и четко разграничивать. Криолитосфера, подобно литосфере - твердой оболочке Земли, - это твердая мерзлая (или шире - отрицательно-температурная) оболочка, составляющая часть земной коры. Криолитозона - это территория, в пределах которой осуществляется своеобразный тип литогенеза - криолитогенез. В первом случае речь идет о физическом состоянии приповерхностных слоев земной коры (криолитосфера), во втором - пространственно-временной категории (криолитозона). Это различие принципиальное, и его нужно подчеркнуть. Чаще всего под криолитосферой, называя ее криолитозоной, понимают толщу многолетнемерзлых пород на суше. Изучение мерзлых пород суши пока является наиболее важным с хозяйственной точки зрения. Они относительно легко доступны и потому сравнительно хорошо исследованы. Нередко к криолитосфере относят мерзлые или отрицательно-температурные породы на арктическом шельфе.
Существуют различные подходы к выделению и районированию криолитозоны Земли. В мерзлотоведении принципиально важным и определяющим является температурное состояние грунтов. При геокриологическом районировании выделяют на суше зону распространения многолетнемерзлых пород (сплошного, прерывистого островного и редкоостровного) и зону систематического сезонного промерзания пород; в море зону характерных и отрицательно-температурных высокоминерализованных соленых вод - криопэгов, а в ее пределах области сплошного и островного распространения реликтовых многолетнемерзлых пород. В гляциологии подход к проблеме понимания и районирования криогенной зоны Земли основан на ином принципе.
При выделении криолитозоны Земли и ее районировании имеется в виду, как правило, территория суши с областями развития многолетнемерзлых, а иногда сезонно-мерзлых пород, постоянно или периодически содержащих подземный лед; утверждается, что криолитозона - это зона проявления исключительно континентального литогенеза.
Отнесение к криолитозоне областей развития ледников и мерзлых горных пород, т.е. наземного и подземного оледенения, оправдывает правомерность ее особого выделения. Однако полный объем криолитозоны шире, ибо ледники, например, определяют своеобразие осадочного процесса не только на суше, но и в море, на существенно больших пространствах. Помимо ледникового льда на процесс формирования осадочных пород в море оказывают существенное воздействие морские, припайные и выносимые в море речные льды.
Определяя криолитозону как зону проявления особого процесса осадочного породообразования, рассмотрим влияние на него различных типов льдов. Наземные ледники, как известно, формируют комплекс весьма своеобразных отложений: моренных, флювиогляциальных, лимногляциальных.
Криолитозона может быть подразделена наследующие области:
I. Криолитозона суши: 1) области с наземным оледенением: а) сплошным (покровным), б) разобщенным (сетчатым, горным); 2) области с подземным оледенением: а) сплошным, б) прерывистым.
II. Криолитозона моря: 1) области морского оледенения с многолетним покровом плавучих льдов: а) сплошных, б) разобщенных; 2) области с многолетними отрицательно-температурными донными грунтами: а) мерзлыми, б) пластичными и жидкими (засоленными).
Криолитозона моря является неотъемлемой составной частью криолитозоны Земли в целом. Криогенная специфика литогенеза в ледовитых полярных бассейнах проявляется очень ярко, здесь формируются своеобразные типы ледниково- и ледово-морских отложений.










17. Формы рельефа эолового происхождения.
Эоловые формы рельефа, формы рельефа, возникающие под действием ветра, преимущественно в районах с аридным климатом (пустыни, полупустыни); встречаются также по берегам морей, озер и рек со скудным растительным покровом, не способным защитить от действия ветра рыхлые и разрушенные выветриванием породы субстрата.
Наиболее распространены аккумулятивные и аккумулятивно-дефляционные формы, образующиеся в результате перемещения и отложения ветром песчаных частиц, а также выработанные (дефляционные) Э. ф. р., возникающие за счет выдувания (дефляции) рыхлых продуктов выветривания, разрушения горных пород под воздействием динамических ударов самого ветра и особенно под действием ударов мелких частиц, переносимых ветром в ветропесчаном потоке.
Форма и величина аккумулятивных и аккумулятивно-дефляционных образований зависит от режима ветров (силы, частоты, направления, структуры ветрового потока), преобладающего в данной местности и действовавшего в прошлом, от насыщенности песчаными частицами ветропесчаного потока, степени связности рыхлого субстрата растительностью, от увлажнения и других факторов, а также от характера подстилающего рельефа. Наибольшее влияние на облик Э. ф. р. в песчаных пустынях оказывает режим активных ветров, действующих аналогично водному потоку с турбулентным движением среды близ твердой поверхности. Для средне- и мелкозернистого сухого песка (при диаметре зерен 0,50,25 мм) минимальная скорость активного ветра составляет 4 м/сек. Аккумулятивные и дефляционно-аккумулятивные формы, как правило, перемещаются в соответствии с сезонно господствующим направлением ветров: поступательно при годовом воздействии активных ветров одного или близких направлений; колебательно и колебательно-поступательно, если направления этих ветров в течение года существенно меняются (на противоположные, перпендикулярные и т. п.). Особенно интенсивно (со скоростью до нескольких десятков м в год) происходит перемещение оголенных песчаных аккумулятивных форм.
Для аккумулятивных и дефляционно-аккумулятивных Э. ф. р. пустынь характерно одновременное присутствие наложенных друг на друга форм нескольких категорий величин: 1-я категория ветровая рябь, высотой от долей мм до 0,5 м и расстоянием между гребнями от нескольких мм до 2,5 м; 2-я категория щитовидные скопления высотой не менее 40 см; 3-я категория барханы до 23 м высотой, соединяющиеся в продольную ветрам гряду или в поперечную ветрам барханную цепь: 4-я категория барханный рельеф высотой до 1030 м, 5-я и 6-я категории крупные формы (высотой до 500 м),образующиеся в основном восходящими потоками воздуха. В пустынях умеренного пояса, где большую роль играет растительность, сдерживающая работу ветра, рельефообразование идет замедленнее и самые крупные формы не превышают 6070 м, наиболее характерны здесь прикустовые косички, холмики-косы и прикустовые бугры высотой от нескольких дц до 1020 м.
Оголенные, легкоподвижные песчаные формы характерны главным образом для тропических экстрааридных пустынь (Сахара, пустыни Аравийского полуострова, Ирана, Афганистана, Такла-Макан); полузаросшие слабоподвижные преимущественно для внетропических пустынь (пустыни Средней Азии и Казахстана, Джунгарии, Монголии, Австралии); заросшие в основном неподвижные дюнные формы для внепустынных территорий (главным образом древнеледниковых областей Европы, Западной Сибири, Северной Америки).
Среди выработанных микроформ (до нескольких десятков см в поперечнике) наиболее распространены решетчатые или сотовые скалы, сложенные в основном терригенными породами, и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]; к формам средней величины (метры и десятки м)  ярданги, ложбины, котлы и ниши выдувания, скалы причудливой формы (грибообразные, кольцевые и др.), скопления которых нередко образуют целые эоловые "города"; к крупным выработанным формам (несколько км в поперечнике) относят котловины выдувания и солончаково-дефляционные впадины, образующиеся при совместном воздействии интенсивно протекающих процессов физико-химического (солевого) выветривания и дефляции (в том числе огромные площади до сотен км; например впадина Карагие в Западном Казахстане). Всестороннее изучение Э. ф. р., их морфологии, происхождения, динамики имеет важное значение при хозяйственном освоении пустынь.











18. Мегаформы рельефа первого и более высоких порядков. Типы горных стран. Классификация орогенов
Мегаформы - крупные неровности земной поверхности.
Мегаформы занимают площадь порядка сотен или десятков тысяч квадратных километров. К ним относятся
- горные пояса;
- равнинные страны в пределах материков;
- крупные впадины и поднятия в пределах ложа океанов;
- разломы планетарного масштаба, выраженные в рельефе (например, разлом в Сев.Америке Сан-Андреас, проходящий через г.Сан-Франциско).
Примером мегаформ могут служить впадины Мексиканского залива и Карибского моря, горные системы Альп и Кавказа, Западно-Сибирская равнина и Среднесибирское плоскогорье, Алтай.
Классификация мегаформ - крупных неровностей земной поверхности - принимается в соответствии с:
1) тектоническим режимом в позднем кайнозое;
2) строением земной коры и литосферы;
3) характером новейшего развития структурных форм в рельефе Земли.
Соответственно могут быть выделены мегаформы I, II и III порядков:
I - гигантские впадины океанов и континентальные поднятия;
II - обширные регионы с различным тектоническим режимом, (на суше - платформенные равнины и области горообразования);
III - основные поднятия и впадины, входящие в строение областей горообразования и платформенных равнин.
Континентальные поднятия. К континентальным поднятиям относятся суша, шельфы, их склоны и частично подножия. В их пределах выделяются два тектонических режима: платформенный и орогенный, которым соответствуют мегаструктуры II порядка - платформы и орогены. На платформах развивается рельеф разновысотных равнин различного генезиса, в областях горообразования - горные страны.
Платформенные равнины. Платформенные равнины развиваются на разновозрастных платформах и являются основной мегаформой рельефа континентов. Характерная особенность платформенных равнин - резкое преобладание равнинных пространств над участками с расчлененным рельефом. Амплитуды высот на равнине достигают нескольких сотен метров.
19. Внутреннее строение орогенов и отражение в рельефе деформаций горных стран

Тектонические дислокации всех видов  главные движущие силы [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]). Складчатые горные сооружения, или, что менее точно  [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] (в широком смысле этого слова), геосинклинальные системы, в современной научной литературе часто заменяется более точным термином «[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]», то есть [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], достигшее заключительной стадии своего геологического развития в тектонически подвижных зонах земной коры. Именно эта стадия, суть которой заключается преимущественно в сочетании восходящих движений коры на фоне тектонических дислокаций и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ],  заключительный этап возникновения гор преимущественно складчатого типа. К таким складчатам областям, осложнёнными тектоническими нарушениями, шарьяжами, относили молодую [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], возрождённые горы [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], Большой [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] антиклинорий и др.
Орогенный процесс в кайнозое развивается в пределах отмирающих геосинклиналей и разновозрастных платформ. Территории, им охваченные, выделяются как области горообразования, или орогенные области. Орогенный режим отличается от платформенного высокой мобильностью и разнонаправленностью движений, от геосинклинального - развитием общего поднятия и его расширением за счет сопредельных впадин. Наиболее крупные мегаформы областей горообразования - орогенные пояса. По расположению выделяются окринно-континентальные или внутриконтинентальные пояса. В плане пояса имеют линейно вытянутые очертания, в вертикальных сечениях представляют значительное общее поднятие (по сравнению с сопредельными областями платформенных равнин). Внутреннее строение характеризуется увеличением мощности земной коры, вулканизмом, высокой сейсмичностью и значительной скоростью разнонаправленных тектонических движений, быстро сменяющихся вкрест простирания СФ.
Орогенные пояса состоят из горных стран - систем равноценных и сопряженных поднятий (горных сооружений) и предгорных и межгорных впадин. Горные страны различаются по геологическому развитию и особенностям орогенеза. В соответствии с геологической предысторией выделяются различные типы горных стран.
В современном рельефе эпигеосинклинальные горные сооружения представлены в основном высокими линейно вытянутыми системами хребтов, часто с альпийским обликом рельефа, в различной сте
·
·ни осложненного вулканическими постройками. Т.о., горная страна определенного генетического типа - это территория с общей доорогенной историей и тектоническим режимом, в пределах которой новейший процесс горообразования происходил примерно в одно время. Новейшие СФ и рельеф горной страны имеют общие черты строения, определяющие ее индивидуальный облик.
20. Предгорные и межгорные впадины, как мегаформы рельефа орогенных поясов. Внутреннее строение впадин
Впадины орогенные группа отрицательных структур, возникающих в эпохи интенсивных горообразовательных движений на относительно консолидированном складчатом основании, а также в пограничной зоне между контрастно сопряженными поднятиями и опусканиями вдоль зон разломов. Длина В. о. составляет десятки и сотни км. ширина единицы и первые десятки км. Многие авторы не различают В. о. и прогибы орогенные, однако наблюдается тенденция называть впадинами (межгорными, предгорными, окраинными, приразломными) структуры, сформировавшиеся во вторую стадию ropooбразования (Моссаковский, 1965), когда крупные обл. испытывали дифференцированные сводово-глыбовые движения и расчленились на горные возвышенности и глубокие погружения между ними с полным господством континентального режима.
Среди В. о. различают: а) межгорные унаследованные впадины позднего заложения (позднеорогенные), образовавшиеся после замыкания остаточных геосинклиналей; для них характерна форм. верхних моласс и порфировая наземно-вулк., б) предгорные впадины, обособляющиеся на границе между возникающими горными складчатыми сооружениями и их платформой (Архангельский, 1947) и сходные с ними окраинные впадины, развивающиеся в пограничной зоне между двумя разновозрастными складчатыми обл. В зоне сочленения складчатых и платформенных структур. В. о. оличаются пологим платформенным крылом и более крутым крылом, расположенным на складчатом основании. Примеры: Причерноморская, Щецинско-Лодзинская и Датская окраинные впадины зап. и юж. частей Восточно-Европейской платформы и зоне сочленения ее с герцинскими складчатыми структурами (Найдин и Петренко, 1961); в) приразломные впадины, возникающие как внутри складчатых зон, так и при активизации движений вдоль разломов, ограничивающих блоки фундамента; г) впадины байкальского и забайкальского типов, формирующиеся в сводово-глыбовых обл. в результате волнообразного искривления земной поверхности с образованием параллельных сводов (валов) и четко геоморфологически выраженных полос опускания между ними.
Предгорные впадины развиваются в зоне предгорного приразломового прогиба и характеризуются асимметрией. Их внутренняя часть, примыкающая к
·
·редовому горному сооружению - более глубокая и крутосклонная, а внешняя - пологая, она соответствует сопредельному участку платформы, втянутому в орогенный процесс. В рельефе - это низменные равнины, повышающиеся в направлении к горному сооружению.
Межгорные впадины разделяют горные сооружения. На протяжении почти всего процесса горообразования являются отрицательной СФ, равноценной горному сооружению. Подобно предгорным, испытали значительное сокращение и членение системами частных поднятий. В отличие от предгорных впадин, межгорные сокращались более равномерно и предгорья окаймляют их со всех сторон. В остаточных частных впадинах происходит осадконакопление, часто в условиях
·
·реком
·
·нсации.
В областях горообразования может быть несколько внутренних горных сооружений и межгорных впадин, однако чаще они включают одно или два горных сооружения. В редуцированных формах предгорные и межгорные впадины по масштабам могут не соответствовать горным сооружениям.


















21. Мегаформы рельефа платформенных областей. Типы платформенных равнин
Платформенные равнины развиваются на разновозрастных платформах и являются основной мегаформой рельефа континентов.
Характерная особенность платформенных равнин - резкое преобладание равнинных пространств над участками с расчлененным рельефом. Амплитуды высот на равнине достигают нескольких сотен метров.
Платформенные равнины в целом и отдельные крупные формы рельефа в их пределах характеризуются преобладанием изометричных очертаний. При этом их границы часто отличаются прямолинейностью. Речные бассейны отличаются большой площадью и сильной разветвленностью. В облике морфоскульптуры проявляется горизонтальная физико-географическая зональность.
Равнины могут развиваться на щитах и плитах с маломощным или мощным чехлом осадочных пород. Они подразделяются на аккумулятивные - с покровом четвертичных отложений, и денудационные - лишенные его. Выделяются также денудационно-аккумулятивные равнины с цоколем дочетвертичных пород.
Внешнее строение платформенных равнин характеризуется выровненностью - следствием стабильности однонаправленных движений и их малых скоростей, проявляющихся на больших территориях.
Аккумулятивные равнины приурочены к впадинам платформ, развивающимся в области абсолютного и относительного прогибания и аккумуляции. По расположению выделяются внутриконтинентальные - преимущественно субаэральные, и окраинно-континентальные - шельфовые (субаквальные).
Шельфовые равнины в основном аккумулятивные. Занимают наиболее низкое положение среди разновысотных равнин континентов. Представляют область устойчивых или преобладающих слабых отрицательных движений.
Низменные аккумулятивные равнины (субаэральные) подразделяются по генезису четвертичного покрова и характеру основных неровностей поверхности. Выделяютсямоногенные и полиненные равнины.
По устройству поверхности различают равнины горизонтальные и наклонные, разнообразно расчлененные и осложненные эрозионно-аккумулятивными формами. В рельефе аккумулятивных равнин своеобразную роль играют мощности новейших отложений.
Денудационные равнины в основном являются внутриконтинентальными. Развиваются на крупных поднятиях платформ, представлены высокими плато и плоскогорьями.
Вдоль побережья морей и океанов в условиях регрессии, сменившей трансгрессию, возникают окраинно-континентальные поднятые абразионные равнины.
Для рельефа денудационных равнин большое значение имеет геологическое строение. Различная устойчивость пород способствует образованию малых форм рельефа благодаря процессам избирательной денудации. Активно развивающиеся тектонические деформации могут создавать неровности, осложняющие рельеф равнин. При незначительной скорости их роста на участках поднятий формируется динамическая конденудационная поверхность с понижающимся уровнем денудационного среза, во впадинах происходит непрерывное накопление осадков и формирование участков конаккумулятивного выравнивания.















22. Мегаформы рельефа пассивной континентальной окраины
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. В 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. Шельфу 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. 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. 
 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.
  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.


























23. Мегаформы рельефа активной континентальной окраины
Активная континентальная окраина возникает там, где под континент погружается [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Эталоном этой геодинамической обстановки считается западное побережье [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], её часто называют андийским типом континентальной окраины, противопоставляя пассивной окраине. Для активной континентальной окраины характерны многочисленные вулканы и вообще мощный магматизм. Расплавы имеют три компонента: океаническую кору, мантию под ней и низы континентальной коры.
Под активной континентальной окраиной происходит активное механическое взаимодействие океанической и континентальной плит. В зависимости от скорости, возраста и мощности океанической коры возможны несколько сценариев равновесия. Если плита двигается достаточно медленно и имеет слой осадков мощностью более 1 км, то континент соскабливает с неё осадочный чехол. Осадочные породы сминаются в интенсивные складки, метаморфизуются и становятся частью континентальной коры. Образующая при этом структура называется [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Если скорость погружающейся плиты высока, а осадочный чехол тонок, то океаническая кора стирает низ континента и вовлекает его в мантию.
На активных континентальных окраинах образуются многочисленные рудные месторождения.
С андезитовым магматизмом связаны характерные меднопорфировые месторождения. Это часто крупные штокверковые рудные тела, развивающиеся по малоглубинным интрузиям. Руды представлены халькопиритом, борнитом, халькозином, молибденитом и др. В качестве основных компонент из таких месторождений извлекается медь и молибден, а качестве попутных рений, ПГЭ, золото и др.
В ныне действующих окраинах андийского типа по периметру Тихого океана залежи этого типа открыты в Чили, США, Филиппинах и так далее. В древних складчатых поясах месторождения этого типа не менее многочисленны. Такое происхождение имеет [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и многие медные месторождения Казахстана.










24. Мегаформы рельефа дна океана
Ложе океана  крупнейшая планетарная мегаструктура, представляющая собой всё [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], ограниченное активными и пассивными континентальными окраинами. Соответствует области распространения [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] океанического типа.
Ложе океана включает крупнейшие формы [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]: [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], глубоководные котловины, [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], подводные горы и хребты. В типичном случае состоит из фундамента, который образован в верхней части [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], и чехла глубоководных осадков, представленных красными глубоководными [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] биогенным илом.
Вершины некоторых гор и хребтов выступают выше [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], образовывая океанические острова ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), другие увенчаны коралловыми сооружениями ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]).
На больших пространствах [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] котловин распространённые железномарганцевые конкреции. Вдоль окраин некоторых континентов ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) формируются [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Вдоль оси срединно-океанических хребтов, параллельно с появлениями [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], наблюдается интенсивная гидротермальная активность, с которой связанные отложения сульфидных руд в базальтовом пласте.
Наиболее изучен рельеф дна Атлантического океана. В северной его части от берегов Гренландии и до северной части Британских островов тянется подводная возвышенность с глубинами от 320 до 600 метров, известная под названием порога Томпсона. Он разделяет области больших глубин Северного ледовитого и Атлантического океанов, препятствуя проникновению холодных придонных вод полярного бассейна в Атлантический океан. Характерным для Атлантического океана является срединное поднятие дна глубиной 2000-3000 метров, которое тянется от северного полярного круга до 58° южной широты. Оно вытянуто во всю длину океана и в общем повторяет его форму. К востоку и к западу от срединного поднятия располагаются наиболее пониженные части дна Атлантического океана: Европейско-Африканская с глубинами 4000-6000 метров и Американская - 5000-7000 метров. Наиболее глубоким местом Атлантического океана является впадина к северу от острова Пуэрто-Рико (8525 метров).
Тихий океан имеет самую большую среднюю глубину (около 4300 метров) и самые большие абсолютные глубины (до 11 022 метров). Изобата в 5 000 метров ограничивает большую часть океана, эти глубины занимают более 50% всей его площади. Наибольшие глубины располагаются по окраинам Тихого океана, преимущественно в его западной половине. Главнейшими из них являются: Алеутская впадина (к югу от Алеутских островов) с глубинами более 6 000-7 000 метров; Курильская (к востоку от Курильских островов) свыше 7 000-8 000 метров с наибольшей глубиной 8 560 метров; Филиппинская впадина свыше 8 000-9 000 метров и наибольшей глубиной около 11 022 метров; впадина Тонга около 9 000 метров и другие. В восточной части океана наиболее глубокой впадиной является Перуанская (свыше 7 000 метров). Большинство впадин Тихого океана имеет вид сильно вытянутых ложбин, направление которых приблизительно параллельно направлению горных цепей близлежащих островов.
Индийский океан также имеет значительную срединную глубину (3 900 метров), около 50% его площади имеет глубину 4 500-5 000 метров. В Индийском океане известны два поднятия дна, одно из которых является как бы продолжением Индостана, а второе продолжением Антарктиды. Наиболее глубокие вытянутые впадины находятся в восточной части океана. Самая глубокая из них расположена у Зондских островов (6 000 - 7 000 метров).
Северный Ледовитый океан детально исследуется в последние годы. Сейчас выявлено, что в средней части океана (от Новосибирских островов до Гренландии) протягивается крупный подводный хребет (имени Ломоносова), по обеим сторонам которого располагаются глубокие участки, окруженные широкими материковыми отмелями Евразии и Северной Америки. Наибольшая глубина океана 5 440 метров.
Есть в океане и горные хребты. Так, в 1984 году советскими экспедициями в Северном Ледовитом океане был открыт водный хребет протяженностью 1800 километров. Он был назван в честь великого русского ученого М.В.Ломоносова. Важнейшим открытием последних лет являются серединно - океанические хребты. Это валообразные поднятия земной коры. Обычно они расположены почти посередине каждого океана, образуя единую цепь. Вдоль оси поднятия обычно проходит разлом - ущелье глубиной до трех километров, шириной до 50 километров.







25. Срединно-океанские хребты; рельеф, строение и особенности распространения
Одной из важнейших форм рельефа дна Мирового океана являются срединно-океанические хребты (далее СОХ) Северного Ледовитого, Атлантического, Индийского и Тихого океанов. Их цепь протягивается более чем на 60 тыс. км, а общая площадь составляет 62 845 тыс. кв. км, или 17,2% поверхности океанического дна.
Название «срединно-океанический хребет» несколько условно, так как образования этого типа занимают строго медиальное положение только в Атлантического океане и в районе между Австралией и Антарктидой. Их система сдвинута к западу в Индийском океане (Аравийско- и Западно-Индийские хребты) и, наоборот, смещена на восток и приближена к берегам Америки в Тихом океане (хребты Восточно-Тихоокеанский, Горда и Хуан-де-Фука, Западно-Чилийский).
Открытие системы срединно-океанических хребтов в конце 50-х годов, и последующие за этим исследования их морфологии, геологической структуры, геофизических особенностей и связи со строением мантии рассматриваются многими учёными как толчок к «обновлению» геологии, как процесс, сравнимый с тем, который пережили физики в 90-х годах XIX века, и с тем, что наблюдается сейчас в развитии молекулярной биологии. Срединно-океанические хребты в наиболее типичной форме представлены в Атлантическом и Индийских океанах. Это высокие, приподнятые над уровнем океанического ложа на 3,5 - 4 км, непрерывные, линейные поднятия шириной от 200 - 300 до 1200 - 1300 миль для Срединно-Атлантического хребта и 200 - 400 миль для Аравийско- и Западно-Индийского хребтов. Они представляют собой сложные горные сооружения с резко расчленённой поверхностью, постепенно переходящей через зоны холмистого рельефа к более или менее выровненной поверхности дна котловин (рис.1). Системы гор и разделяющих их долино-образных депрессий вытянуты в соответствии с общим простиранием хребтов и лишь в отдельных случаях располагаются под углом к их оси (южная часть Аравийско-Индийского хребта).
В рельефе осевой зоны срединного хребта резко выделяются узкие впадины, ориентированные по оси хребта или под некоторым углом к ней и располагающиеся относительно друг друга кулисообразно, а также узкие и асимметричные по поперечному профилю окаймляющие их гребни или небольшие хребты. Впадины обычно называют рифтовыми долинами, так как полагают, что они представляют собой грабены, образовавшиеся в условиях растяжения земной коры, т. Е. рифты. Соответственно окаймляющие их хребты называют рифтовыми хребтами, а осевую зону в целом - рифтовой зоной.
Рельеф срединно-океанических хребтов осложнён множеством поперечных уступов и долин. Они связаны с разломами, разделяющими хребты на отдельные, часто смещённые один по отношению к другому, сегменты.
Существенным элементом рельефа рифтовой зоны срединно океанических хребтов являются крупные, резко очерченные узкие впадины, связанные с зонами поперечных разломов, рассекающих срединные хребты и именуемых трансформными. Узкие впадины в большинстве случаев значительно глубже рифтовых долин. Такие формы рельефа нередки и в пределах ложа океана, так как большинство трансформных разломов продолжается в океанических котловинах, по обе стороны от срединного хребта.

















26. Различия в строении водоразделов, склонов и долин (систем ВСД) в горных и платформенных областях
Водоразде
·л  условная [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] на земной поверхности, разделяющая [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) двух или нескольких [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] или [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], направляя сток атмосферных [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] по двум противоположным [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ].
Местность вокруг линии водораздела называется водораздельной территорией. В разные стороны от водораздела идут покатости и уклоны [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] земной поверхности. В гористых областях водоразделы обычно проходят по гребням [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], на [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]  на [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] высотах или даже [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. На равнинах водораздел обычно выражен в рельефе нечётко и превращается в плоское водораздельное пространство (или водораздельную территорию), на котором направление стока может быть переменным. Иногда водораздельная территория (или возвышенность) также называется водоразделом.
Главная водораздельная линия [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], разграничивающая бассейны различных [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] или оконтуривающая крупные [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], называется континентальным водоразделом.
Линию, разграничивающую бассейн тихоокеанского (рек, впадающих в [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) и атлантического (рек, впадающих в [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) склонов, называют главным водоразделом [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ].
Центральный водораздел Европейской части [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]  [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Из местных болот и озёр, залегающих между холмами и обильно питаемых осадками, дождями и снегами, берут начало главные реки Европейской [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], относящиеся к бассейнам разных морей  [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]), [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]).










27. Понятия поверхность выравнивания: педимент, пенеплен. Примеры.
Поверхность выравнивания  выровненная поверхность в [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и на [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] различного генезиса, главным образом  [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ].
Поверхности выравнивания заканчивают развитие [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] в заключительных стадиях [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], который может быть полным, а может и прерываться. Полный, или законченный, геоморфологический цикл завершается образованием денудационных равнин, в том числе [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Более дробные хронологические интервалы (циклы) являются незаконченными или прерванными, в результате чего формируется ступенчатый рельеф [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], а также мелкохолмисто-грядовый рельеф. Ещё более короткие циклы оставляют после себя ещё более расчленённый рельеф разных типов.
Поскольку одновременно со сносом (денудацией) из областей [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] поднятий происходит и заполнение отрицательных форм рельефа (впадин самых различных размеров), в которых образуются аккумулятивные поверхности выравнивания (морские, [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и другие), Ю. А. Мещеряков предложил объединить их в единые цикловые полигенетические поверхности.
Полноцикловые поверхности выравнивания, имеющие, как полагают сейчас, [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и даже  мел-[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] возраст, являются наиболее древними и исходными для формирования современного рельефа. Фрагменты этих поверхностей развиты в виде реликтов (плосковершинных[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) на древних и молодых [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]  [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и т. д.), а также характерны для эпиплатформенных (возрождённых) гор ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ],[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и др.). Неполноцикловые поверхности выравнивания присущи молодым и древним платформам, а также эпигеосинклинальным горам ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) и окраинным частям эпиплатформенных гор. Они, как правило, имеют также верхнемеловой-раннепалеогеновый возраст.
Оба эти типа поверхностей выравнивания можно увидеть на различных высотах, их современное положение зависит от последующих новейших тектонических движений. При этом в эпиплатформенных горах, например, на Тянь-Шане, они одновозрастны и разделяются тектоническими уступами, которые образованы крутыми [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] верховьев речных долин. Такие ступенчатые мезоформы рельефа называют предгорными лестницами.
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.
Процесс денудации и снижения рельефа сверху В. Девис назвал пенепленизацией. Пенеплен – это предельная денудационная равнина, выработанная на складчатом основании. Примерами пенепленов можут служить предкембрийский пенеплен на Русской платформе.
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. 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.
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 территории к относительно стабильному платформенному режиму. Педименты являются региональными поверхностями статического выравнивания.
Итак, выделяется несколько генетических типов поверхностей выравнивания:
1. Пенеплены – региональные поверхности раздела, отражающие переход территории от эпигеосинклинального орогенного режима к платформенному. Время формирования соответствует длительному этапу тектонического покоя, когда происходит полное выравнивание и образование кор химического выветривания полного профиля.
2. Поверхности статического выравнивания (или поверхности конечного выравнивания) – педиплены и др. региональные поверхности, образующиеся в условиях длительного тектонического покоя, конечного выравнивания и полного уничтожения неровностей, обусловленных мертвыми СФ, литолого-стратиграфическими и др. факторами. Могут формироваться неоднократно в условиях платформенного режима.
Механизм разрушения неровностей для I и II типов поверхностей может представлять сочетание различных видов планации при изменении ведущей роли нивелирующих процессов во времени.
3. Поверхности динамического выравнивания – локальные выровненные поверхности, образующиеся при нисходящем развитии рельефа в условиях малых скоростей роста СФ, полностью уничтожаемых экзогенными процессами. В зависимости от направления общих движений формируются денудационные, аккумулятивные или сложные поверхности динамического выравнивания.



















28. Зона водораздельной денудации (ЗВД); её роль для определения новейших деформаций водоразделов
Особенность зоны водораздельной денудации заключается в том, что она развивается в значительной изоляции от региональных базисов денудации.
Изучая зону водораздельной денудации можно определить развитие новейших структурных форм.
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.
Изучая зону водораздельной денудации можно определить развитие новейших структурных форм.
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.
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.




















29. Типы склоновых отложений и коррелятивные формы рельефа.Генетические типы склонов.
По генетическому признаку склоны подразделяются на эндогенные и экзогенные. Эндогенные склоны - наклонные поверхности, непосредственно связанные с морфологическим становлением СФ различных порядков. Основные параметры (крутизна, высота, простирание и др.) зависят от типа деформаций и их новейшего развития. Эндогенные склоны моделируются экзогенными процессами. Эндогенные сложные склоны характеризуются весьма значительной протяженностью и большой высотой (в горных странах высота – до первых км, протяженность – до первых сотен км; на платформах высота может превосходить 1-2 км). 
Экзогенные склоны - наклонные поверхности, формирующиеся в результате непосредственного воздействия экзогенных процессов. Они не соответствуют элементам тектонических деформаций, но отдельные параметры (крутизна и др.) косвенно зависят от внутреннего строения и характера общих новейших движений. Строение полигенных склонов определяется сочетанием эндогенных и экзогенных поверхностей. Крутизна и ее изменение зависят от соотношения эндогенных (Т) и нивелирующих экзогенных (Д) процессов:  Т>Д – крутизна со временем возрастает;  Т=Д – динамическое равновесие, сохранение общей крутизны;  Т<Д – выполаживание склона. Форма склонов может быть прямой, выпуклой и вогнутой. Важной характеристикой склонов является их ступенчатость.
Склоны и коррелятивные отложения областей горообразования и платформенных равнин: обвально-осыпные, десерпционно-солифлюкционные, делювиальные, оползневые, сложные полигенные типы склонов. Их образование обусловлено сочетанием орографических и климатических условий, которые предопределены новейшим эндогенным развитием рельефа. На склонах, с крутизной более 35-37о (угол естественного откоса), преобладают обваливание и осыпание. При крутизне менее угла естественного откоса, но более 12-15о развиваются процессы оползания, часто сочетающиеся с делювиальным смывом и массовым движением обломков, покрывающих склон. На пологих (в т.ч. с крутизной 1-2о) склонах происходят делювиальный смыв и массовое движение чехла обломков (дефлюкция, солифлюкция, курумы, «мерзлотный крип» и др.).
30. Морфология и типы оползней
В зависимости от морфологических особенностей склонов, состава и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкретных физико-географических условий склоновые процессы отличаются большим разнообразием. По особенностям склоновых процессов С. С. Воскресенский выделяет следующие типы склонов:
1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах крутизной 3540° и более обломки, образующиеся в результате процессов выветривания, самопроизвольно (под действием силы тяжести) скатываются к подножью склонов. К ним относятся обвальные, осыпные, а также лавинные склоны.
2. Склоны блоковых движений. Образуются при смещении вниз по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению блоков в значительной мере способствуют подземные воды, хотя роль гравитации остается значительной. Крутизна таких склонов колеблется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, склоны оползней-сплывов и склоны отседания.
3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Характер смещения грунта зависит от его консистенции, обусловленной количеством содержащейся в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на склонах разной крутизны: от 40 до 3°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной солифлюкции, дефлюкционные (крип) и др. 4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные процессы зависят от целого ряда факторов, и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых и на очень пологих (23°) склонах.









31. Типы речных долин по характеру замыкания
Для определения динамики долин часто используется форма ее поперечного сечения. Классификационными признаками служат ширина днища, характер сочленения поймы с террасами и склонами, крутизна бортов, строение рыхлых толщ. По этим признакам выделяются: 1 – Треугольная (V-образная) форма – обычны прямые коренные склоны и узкое днище. Склоны крутые (>20о) деструктивные (обвальные, осыпные, дефлюкционно-курумовые), иногда - пологие (12-15о). Долины в основном симметричные, реже асимметричные – один склон пологий и часто аккумулятивный. Долинам присущ значительный уклон днища (0,02-0,2), продольный профиль невыработанный и ступенчатый. Пойма и русловые формы не выражены. Аллювий характеризуется крайне низкой окатанностью. Аллювиальные фации чередуются со склоновыми. В V-образных долинах энергия потока расходуется только на их углубление. 2 – Долины с параболлической формой поперечника – длинные склоны крутизной 10-25о опираются на днище шириной 100-200 м. Тыловой шов поймы бывает затянут шлейфом склоновых отложений.  Параболлические долины, как правило, выработаны мощными потоками, имеют сложное строение рыхлых отложений, в истории развития сменялись эпохи врезания и аккумуляции. 3 – Трапециевидный тип долин – наиболее распространен в равнинных и горных областях. Ширина колеблется от 200 м до 3 км и более. Обычно развит комплекс террас, наблюдаемый по обоим бортам долины. Характерны повышенные мощности аллювия.  4 – Желобовидный поперечный профиль – широкое днище, плавно переходящее в аккумулятивные террасы или террасоувалы. Ширина долин – до нескольких км. Коренные борта пологие (10-15о), профиль вогнутый, развиты мощные шлейфы склоновых отложений. Иногда поперечный профиль резко асимметричен. Характерны повышенные мощности аллювия, невысокие окатанность и сортировка материала. В истории развития долины неоднократно сменялись эпохи врезания и аккумуляции (длительность последних преобладала). 5 – Планиморфные долины – границы морфологически неясно выражены. Русло крупных рек дробиться на множество рукавов. Пойма достигает ширины многих сотен метров, изобилует протоками и ложбинами, заполняющимися в паводки водой. На современном этапе развития эти долины, как правило, находятся в стадии аккумуляции. Мощности рыхлых отложений в бортах и под днищем составляет многие десятки и даже сотни метров.


32. Различия в понятиях терраса и цикловая долина. Типы цикловых долин и террас.
Терра
·са ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] terrasse  площадка)  горизонтальная или слегка наклонённая площадка, ограниченная уступом.
Цикловые речные террасы и образуемые ими «лестницы» или «ряды» являются выражением ярусности денудационного рельефа высоких порядков и играют главную роль в периодизации истории развития рельефа и установлении характера, знака, последовательности, амплитуд и даже скорости неотектонических движений целых регионов за время формирования террасовых рядов.
Внешне речные террасы представлены сочетанием относительно пологих площадок, отделенных друг от друга более или менее высокими уступами. Получается система ступеней, ограниченных бровкой и тыловым швом (подошвой), вытянутых параллельно реке продольные террасы иногда на протяжении многих километров. Сложены террасы полностью или отчасти аллювиальными отложениями и свидетельствуют о том, что когда-то река текла на более высоком уровне. Обычно площадки террас бывшие поймы во много раз шире по сравнению с высотой уступа. У крупных равнинных рек ширина террас достигает многих километров, а высота нескольких метров. Последовательность образования каждой террасы начинается с накопления аллювия в период развития боковой эрозии и аккумуляции, а затем уступа, означающего смену эрозионного цикла и развития глубинной эрозии. Счет террас (относительный возраст) ведется снизу, от более молодой первой надпойменной вверх, к более древним (II, III надпойменным). Самой общей причиной образования террас следует считать понижение базиса эрозии при тектонических, изостатических движениях или отступании морских бассейнов. Река, выработавшая профиль равновесия, под влиянием понижения базиса эрозии начинает усиленно врезаться, оставляя старую пойму, образуя уступ террасы. На уровне нового положения базиса эрозии река снова накапливает аллювий, образует новую пойму и формирует профиль равновесия. Следующее понижение базиса эрозии заставит русло оставить сложившуюся пойму и повторить новый эрозионный цикл. Важной причиной образования террас служит изменение климата. При увлажнении и увеличении водности реки усиливается ее эродирующая способность, которая выражается в процессе врезания и выработки нового профиля равновесия.
В низовьях реки величина врезания ограничивается положением базиса эрозии, поэтому максимум врезания приходится на среднее течение реки. Такие террасы принято называть хордовыми. Следовательно, надпойменные террасы могут возникать при понижении уровня океана эвстатические террасы, поднятии территории тектонические террасы, изменении климата на значительной территории климатические террасы, в результате естественного преобразования речных систем (речных перехватов и пр.) Цикловые долины более молодые и возникают при первоначальном преобладании глубинной эрозии, последующим 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.

33. Условия образования и типы эрозионных и эрозионно- аккумулятивных цикловых долин и террас. Области их развития
Цикловые аллювиальные террасы характеризуются сменой или нарушением эрозионного цикла. Самой общей причиной образования террас следует считать понижение базиса эрозии при тектонических, изостатических движениях или отступании морских бассейнов. Река, выработавшая профиль равновесия, под влиянием понижения базиса эрозии начинает усиленно врезаться, оставляя старую пойму, образуя уступ террасы. На уровне нового положения базиса эрозии река снова накапливает аллювий, образует новую пойму и формирует профиль равновесия. Следующее понижение базиса эрозии заставит русло оставить сложившуюся пойму и повторить новый эрозионный цикл. Процесс начинается на участке впадения реки и передается с помощью регрессивной эрозии вверх, поэтому количество цикловых террас в нижнем течении наибольшее. Важной причиной образования террас служит изменение климата. При увлажнении и увеличении водности реки усиливается ее эродирующая способность, которая выражается в процессе врезания и выработки нового профиля равновесия. В низовьях реки величина врезания ограничивается положением базиса эрозии, поэтому максимум врезания приходится на среднее течение реки Такие террасы принято называть хордовыми. Следовательно, надпойменные террасы могут возникать при понижении уровня океана эвстатические террасы, поднятии территории тектонические террасы, изменении климата на значительной территории климатические террасы, в результате естественного преобразования речных систем.
Образование террас рек Восточно-Европейской равнины (Днепра, Дона, Волги и их притоков) связывают с изменениями климата и уровня океана в ледниковые и межледниковые эпохи. Цикловые террасы обычно имеют небольшой абсолютный возраст. На реках Восточно-Европейской равнины, текущих на юг, они могут быть связаны с древними оледенениями и наиболее высокие насчитывают более 100 тысяч лет. Далеко не всегда террасы относятся к цикловым.Нередко они имеют локальный (местный) характер. Примером в этом отношении могут служить террасы реки Неман, образованные при спуске приледниковых озер, служивших реке временными базисами эрозии. Локальная терраса может образоваться выше участка реки. В зависимости от строения выделяют три типа террас:
- аккумулятивные (аллювиальные),
- цокольные
- эрозионные.
Первые полностью сложены аллювием и обычно это нижние (первая и вторая надпойменные) террасы с относительной высотой несколько метров. В отличие от них, цокольные террасы в основании сложены водно-ледниковыми отложениями или коренными породами, а в верхней части аллювиальными осадками, которые определяют возраст самой террасы. Каждая аллювиальная и цокольная террасы пережили фазы аккумуляции и эрозии, поэтому нередко называются эрозионно-аккумулятивными.
Эрозионные террасы обычно сложены коренными породами, иногда лишь прикрытыми аллювием, и отражают особенности структур данной территории структурные террасы.





































34. Типы аккумулятивных цикловых долин и террас.
В зависимости от строения выделяют три типа террас:
- аккумулятивные (аллювиальные),
- цокольные
- эрозионные.
Первые полностью сложены аллювием и обычно это нижние (первая и вторая надпойменные) террасы с относительной высотой несколько метров. В отличие от них, цокольные террасы в основании сложены водно-ледниковыми отложениями или коренными породами, а в верхней части аллювиальными осадками, которые определяют возраст самой террасы. Каждая аллювиальная и цокольная террасы пережили фазы аккумуляции и эрозии, поэтому нередко называются эрозионно-аккумулятивными.
Эрозионные террасы обычно сложены коренными породами, иногда лишь прикрытыми аллювием, и отражают особенности структур данной территории структурные террасы.
Нижние аккумулятивные (аллювиальные) и цокольные террасы обычно сохраняют черты рельефа, свойственные поймам: прирусловые валы, вытянутые гривы и старичные понижения. Верхние древние террасы значительно изменены эрозией притоков, конусами выноса, оползнями, дюнами, оврагами, покровными образованиями. Велико значение речных террас в жизни людей как равнинных, так и горных стран. Они даже получают особые названия. Первая надпойменная терраса рек Восточно-Европейской равнины называется боровой, так как слагающие ее пески заняты сосновыми лесами. Широкая вторая надпойменная терраса Днепра, Дона, Волги именуется лессовой или степной в среднем течении этих рек территория покрыта черноземными почвами на лессах и почти полностью распахана. Речные террасы в горах это наиболее удобные участки для строительства дорог, размещения населенных пунктов, развития сельского хозяйства. Террасовый аллювий нередко содержит россыпные месторождения тяжелых и редких элементов золота, платины, добыча которых намного легче, чем в коренных залежах. В старичном аллювии хорошо сохраняются остатки растений, раковины моллюсков, служащие для выявления природных условий за определенный отрезок времени.






35.Строение речной долины в поперечном сечении. Фации аллювия.
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. Цикловые долины более молодые и возникают при первоначальном преобладании глубинной эрозии, последущим 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.
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.
         По строению различаются врезанные и блуждающие меандры. Врезанные меандры образуются при 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 длина – от 10  до 50 м. Намывные острова возникают в условиях уменьшения уклона русла и извилистости. 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.
Аллю
·вий  несцементированные отложения постоянных водных потоков (рек, ручьев), состоящие из обломков различной степени обкатаности и размеров ([ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ],[ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]). 
По фациальным признакам аллювиальные отложения равнинных рек разделяют на три основные группы [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] (или макрофации) - русловую, пойменную и старичные. Эта классификация разработана в основном для аллювиальных отложений [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] и частично - [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]. Для древних аллювиальных отложений ( [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ], [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ]) разделение аллювия на русловой и пойменный не всегда возможно и часто фациальная дифференциация явно отсутствует.
В равнинных реках преобладающей фацией является фация песков. Фации конгломератов или галечников и глин в отложениях рек имеют подчиненное значение и залегают, как правило, в виде линз. Пески имеют неправильную косую слоистость. Мощности отложений незначительны. Органики мало это в основном наземные виды организмов.

















36. Явление “ ножниц“ и неотектонические условия их возникновения.
В различных районах количество террас не одинаково. Особенно велико оно в горных странах. Так, на р. Кубани, в горах Кавказа, насчитывается более 20 террас. Более крупным и продолжительным колебаниям земной коры соответствуют сквозные (цикловые) или главные террасы, прослеживающиеся на всем протяжении долины. Речные террасы регистрируют весьма частные движения земной коры, отмечая развитие отдельных неотектонических структур. Поэтому исследование террас является важнейшим методом структурно-геоморфологического анализа.
На крыльях тектонических поднятий, продолжающих периодически подниматься, очень характерны наклонные террасы, уклон которых и относительная высота над руслом возрастают к верховьям и вместе с тем с возрастом террас. При пересечении рекой медленно растущего поднятия в среднем течении происходит изгиб террасы. Чем древнее терраса, тем более она бывает изогнута. Подобные изгибы террас являются важнейшим признаком антецедентных долин. Сопряжение поднятий в горах и опусканий в предгорной равнине приводит к погружению террас под уровень рек в их низовьях, где они перекрываются более молодыми толщами аллювия. Это явление, подробно изученное Г.Ф.Мирчинком на примере р. Кубани, получило название «террасовых ножниц». Зона пересечения террасы с современным руслом реки называется геоморфологическим шарниром.
Развитие тектонических террас находит яркое отражение и в строении коррелятных отложений. Врезанию долин в области горного поднятия отвечают толщи галечников. Этапы стабилизации отмечаются выносом в предгорья тонкого суглинистого материала.

Рис. 65. Ножницы террас в низовьях реки



37. Изменение строения террас при пересечении резко развивающегося поднятия
На склонах многих речных долин выше уровня поймы можно наблюдать выровненные площадки различной ширины, отделенные друг от друга то более, то менее четко выраженными в рельефе уступами. Такие ступенеобразные формы рельефа, протягивающиеся вдоль одного или обоих склонов долины на десятки и сотни километров, называют речными террасами.
В строении террас принимают участие аллювиальные отложения. Это свидетельствует о том, что когда-то река текла на более высоком уровне и что террасы являются не чем иным, как древними поймами, вышедшими из-под [ Cкачайте файл, чтобы посмотреть ссылку ] реки в результате врезания русла.
При поднятии суши в верховьях речного бассейна или опускании базиса эрозии изменяются уклоны реки и, следовательно, увеличивается ее живая сила, резко возрастает глубинная эрозия. В результате на месте плоскодонных долин вырабатываются вначале врезы V-образного типа, на новом уровне формируется профиль равновесия реки и затем новая пойма. Прежняя пойма остается в виде террасы, возвышающейся над новой поймой. При многократных понижениях базиса эрозии или поднятиях суши на склонах долин рек образуется система надпойменных террас. По взаимным превышениям террас, продольному профилю долины можно судить о том, как они развивались. При поднятии верховьев относительная высота террас постепенно уменьшается к низовьям, при опускании базиса эрозии, наоборот, относительная высота снижается к верховьям. Счет надпойменных террас производится снизу вверх. Самая нижняя I надпойменная терраса (самая молодая), следующая выше расположенная II надпойменная терраса и т.д. Самая высокая терраса - самая древняя.







38. Изменение строения террас при пересечении развивающейся впадины.
При многократных понижениях базиса эрозии или поднятиях суши на склонах долин рек образуется система надпойменных террас. По взаимным превышениям террас, продольному профилю долины можно судить о том, как они развивались. При поднятии верховьев относительная высота террас постепенно уменьшается к низовьям, при опускании базиса эрозии, наоборот, относительная высота снижается к верховьям. Счет надпойменных террас производится снизу вверх. Самая нижняя I надпойменная терраса (самая молодая), следующая выше расположенная II надпойменная терраса и т.д. Самая высокая терраса - самая древняя.
Река при понижении базиса эрозии будет врезаться лишь в том случае, если ее уклон в нижнем течении меньше уклона освобождающегося из-под воды дна приемного бассейна. В противном случае понижение базиса эрозии приведет к интенсивной аккумуляции несомого рекой материала вследствие удлинения русла и уменьшения уклона продольного профиля. Следует отметить, что речные потоки чутко реагируют на изменение скорости и направленности тектонических движений во времени и пространстве. Вследствие этого в пределах одной и той же реки можно наблюдать участки морфологически зрелой долины с хорошо выраженной поймой и участки, где пойма отсутствует, а река глубоко врезается в растущее на ее пути тектоническое поднятие. При этом интенсивность глубинной эрозии соизмерима со скоростью поднятия. Такие участки долины называются антецедентными. Влияние неоднородности локальных тектонических движений сказывается в строении надпойменных террас и изменении их высоты. При пересечении локального тектонического поднятия относительная высота террасы и ее цоколь повышаются, мощность аллювия значительно уменьшается, а его состав становится преимущественно грубозернистым в сравнении с составом аккумулятивных террас, расположенных выше и ниже поднятия. Такие локальные повышения террас нередко отражают унаследованное развитие от более глубоких древних структур.




39. Изменение геоморфологического положения и строения террас при переходе от области горного сооружения к предгорным и межгорным впадинам.
Терраса – это ступенеобразные формы рельефа склонов долин, берегов озер и морей. У террас выделяют площадку, или поверхность; обрыв, или уступ; бровку и тыловой шов.
Горное сооружение – основная мегаформа горной страны – крупное общее поднятие со сводово-глыбовым строением. В рельефе оно образовано хребтами и их системами, часто подразделенными горными впадинами. Выделяются простые и сложные горные сооружения.  Простые горные сооружения – общие поднятия, не осложненные крупными горными впадинами, выполненными молассами. Сложные горные сооружения состоят из основных систем хребтов-поднятий, разделенных равноценными горными впадинами, выполненными молассами.  Предгорные впадины развиваются в зоне предгорного приразломового прогиба и характеризуются асимметрией. Их внутренняя часть, примыкающая к передовому горному сооружению - более глубокая и крутосклонная, а внешняя – пологая, она соответствует сопредельному участку платформы, втянутому в орогенный процесс. В рельефе – это низменные равнины, повышающиеся в направлении к горному сооружению.  Межгорные впадины разделяют горные сооружения. На протяжении почти всего процесса горообразования являются отрицательной СФ, равноценной горному сооружению. Подобно предгорным, испытали значительное сокращение и членение системами частных поднятий. В отличие от предгорных впадин, межгорные сокращались более равномерно и предгорья окаймляют их со всех сторон. В остаточных частных впадинах происходит осадконакопление, часто в условиях перекомпенсации.





40. Выработка профиля равновесия в условиях приглубого и отмелого берега.
В начальные и ранние стадии развития речной долины преобладает глубинная эрозия, когда водный поток, врезаясь в горные породы, стремится выработать свой профиль равновесия применительно к уровню моря или озера, в которое он впадает. Уровень того бассейна, куда впадает река, «определяет глубину эрозии речного водного потока и называется, как и у оврага, базисом эрозии. Он определяет развитие всей речной системы главной реки со всеми ее притоками. Развитие рек на ранних стадиях идет в результате регрессивной эрозии вверх от базиса эрозии.
Под динамическим равновесием понимают равновесие между живой силой потока, грузом обломочного материала, который он несет, и сопротивлением пород ложа размыву. Обычно выделяют три отрезка течения реки: верхнее течение, где преобладают процессы эрозии как в глубину, так и вверх, в сторону водораздела; среднее течение, где преобладают процессы переноса; нижнее течение, где преобладают процессы аккумуляции. Однако такое разделение носит несколько условный характер; особенно это касается среднего течения, где могут происходить в равной степени и аккумуляция и перенос.  В природных условиях в большинстве случаев в рельефе поверхностей, по которым протекают реки, наблюдаются различные неровности, создающие разнородные уклоны на отдельных участках долины, перепады (пороги); они обусловлены различиями в составе и твердости размываемых рекой горных пород, а в некоторых случаях связаны с неравномерными движениями земной коры. В результате действия перечисленных факторов скорость течения водного потока на отдельных участках и интенсивность эрозии оказываются различными. В этих случаях в выработке профиля равновесия реки большое значение приобретают помимо основного базиса местные базисы эрозии.  Если река встречает на своем пути крутые отвесные уступы (пороги) более устойчивых пород, то образуются водопады.







41. Формы рельефа морских побережий.
Побережье или морской берег, зона контакта между поверхностью суши и крупной акваторией (морем или океаном), например, побережье Атлантического или Тихого океанов. Береговая зона может быть сложена различным материалом: песками, глинами, песчаниками, базальтами, гранитами и др. Ее поверхность в зависимости от высоты может варьировать от расположенных близ уровня моря болот или пляжей до высоких уступов. Распространено мнение, что береговым зонам присуща определенная устойчивость, но в действительности эти зоны меняются в пространстве и времени. Так, ширина береговой зоны во время прилива и отлива может меняться, и эти изменения могут достигать значений в несколько километров - все зависит от географического положения, рельефа, влияния Луны и (в меньшей степени) Солнца. Небольшие изменения побережий обычно связаны с воздействием волн и течений, но нередко значительное влияние на облик берегов оказывают движения земной коры. Это обычно медленный процесс, но иногда внезапно происходят быстрые и существенные перемены, часто связанные с землетрясениями. Движения земной коры бывают положительными (поднятия) и отрицательными (погружения). В областях поднятий берега, как правило, имеют довольно прямолинейную конфигурацию, как, например, во Флориде; напротив, в областях опускания береговая линия неровная и сильно изрезанная, особенно там, где много рек. В результате погружения устья рек затапливаются, и формируются глубокие бухты, или эстуарии (заливы Чесапикский, Делавэр и бухта Нью-Йорк). Еще более наглядными примерами служат расчлененные заливами берега штата Мэн (США) и Норвегии. Там в условиях погружения переуглубленных ледником речных долин образовались извилистые заливы-фьорды. Незначительные изменения обычно связаны с деятельностью волн и течений, подрезающих берег. В результате там, где развиты рыхлые отложения, возникают небольшие бухты, а выходы прочных, более устойчивых пород образуют мысы и полуострова. Нередко под воздействием волн и течений у берегов накапливаются осадки, формирующие бары, полуострова, косы. К наиболее характерным формам рельефа побережий относятся клифы, прибрежные пещеры, бенчи, абразионные останцы, томболо, косы, бары, пляжи, дюны, прибрежные болота, бухты, ватты, абразионные и аккумулятивные морские террасы.



42. Условия образования карста, его типы. Формы рельефа карстовых областей.
Под термином «карст» понимают совокупность специфических форм рельефа и особенностей наземной и подземной гидрографии, свойственной некоторым областям, сложенным растворимыми горными породами, такими, как каменная соль, гипс, известняк, доломит и др.
Сущность карстовых процессов состоит в растворении породы атмосферными, поверхностными, талыми, подземными, а в некоторых случаях и морскими водами.
К другим важнейшим условиям, определяющим развитие карста, относятся: а) рельефна пологонаклонных поверхностях, как правило, карстовые образования возникают быстрее и представлены разнообразнее, чем на крутых склонах; б) чистота и мощное и, известняковчем чище и мощнее толща известняков, тем интенсивнее они подвержены карстообразованию; в) структура породыгрубообломочные или ракушечные известняки карстуются гораздо меньше, чем однородные мелкозернистые известняки; г) климат, т. е. температурный режим, количество и характер выпадающих осадков, наличие вечной мерзлоты, препятствующей проникновению воды в карстующиеся породы; климатом обусловливается также характер растительного покрова, способствующего повышению химической агрессивности воды; вследствие разложения растительных остатков вода обогащается углекислым газом, гуминовыми кислотами, азотной кислотой и т. п.; д) трещиноватость карстующихся породпри наличии трещиноватости возникает возможность проникновения агрессивных вод в толщу породы и образования различных форм подземного карста, а также оттока вод, насыщенных углекислотой, с поверхности в глубь карстующихся пород.
В зависимости от того, выходят ли карстующиеся породы на земную поверхность, или они перекрыты сверху некарстующимися отложениями, различают голый и закрытый (покрытый) карст. Голый карст чаще всего свойственен горным территориям, где наиболее интенсивно идут процессы денудации, Закрытый - равнинам.
Наибольшее разнообразие форм рельефа и наибольшая активность карстовых процессов обычно свойственна голому карсту.
Дождевые или талые воды, стекая по поверхности известняка, разъедают стенки трещин. В результате образуется микрорельеф карров или шраттов - система гребней и разделяющих их рытвин или борозд, понор-каналов, карстовых воронок.
Полья - обширные, обычно плоскодонные и с крутыми стенками карстовые понижения в несколько километров, а в некоторых случаях - в несколько десятков километров в поперечнике.
Реки, которые прорезали не только всю толщу карстующейся породы, но и углубились в подстилающие водоупорные породы.
Подземные, или пещерные, реки, протекающие по системе подземных галереи.
Пещерами называют разнообразные подземные полости, образующиеся в карстовых областях, и имеющие один или несколько выходов на поверхность.
Слепые, проходные пещеры.
Сталактиты и сталагмитами, натечные колонны В некоторых пещерах накапливается лед. Такие пещеры так и называют ледяными или холодными.
















43. Методика поисков аллювиальных россыпей. Эндогенные и экзогенные ловушки.
Аллювиальными называются россыпи, приуроченные к долинам рек. Они возникают в результате размыва и переотложения главным образом делювиальных россыпей. Это наиболее распространенный в природе тип россыпей и самый важный источник добычи многих ценных минералов (золота, алмазов, платины и других).
Среди аллювиальных россыпей различают русловые и пойменные, объединяющиеся под названием долинных, а также террасовые.
Русловыми именуются россыпи, приуроченные к руслам современных рек, а также к косам внутрирусловых отмелей, островам и береговым отмелям, являющимся составной частью русловых отложений. Русловые россыпи в свою очередь можно подразделить на собственно русловые (приуроченные к руслам рек) и косовые. Под косовой россыпью обычно понимают скопление наиболее мелких частиц ценного минерала («косового»), переносимых во взвешенном состоянии. Мелкие частицы минералов располагаются исключительно вверху толщи песчано-галечных наносов вдоль выпуклых намывных берегов рек, на островах, косах и отмелях, где относительно быстро уменьшается скорость течения при спаде полых вод и происходит выпадение «косового» минерала. Наиболее обогащенной «косовым» минералом является головная часть косы, т. е. та часть, которая располагается выше по течению реки. Осаждение «косового» минерала в одном и том же месте приводит к тому, что выработанные «косовые» россыпи с течением времени вновь пополняются.
Характерной особенностью «косового» минерала, в частности «косового» золота, является его способность переноситься во взвешенном состоянии на большие расстояния от коренного месторождения. Поэтому находка его в том или ином районе не свидетельствует о наличии здесь коренного месторождения, а также собственно русловой россыпи, которая формируется вблизи коренного месторождения. Но на основании «косовой» россыпи можно судить, в каком направлении вести поиски коренного месторождения и собственно русловой россыпи того или иного ценного минерала.
Пойменными называются россыпи, приуроченные к нижней части поймы, т. е. к той ее части, которая сложена грубозернистыми разностями пород - галечниками, валунами.
Террасовыми именуются россыпи, приуроченные к террасам долин.
В аллювиальных россыпях наиболее четко выражено разделение их на нижнюю часть («пески») и верхнюю («торфа»). Россыпи этого типа по своей форме являются лентообразными, вытянутыми параллельно речной долине.

44. Признаки выявления погребенных поднятий при поисках нефти и газа.
Выходы тяжелой нефти на северном борту Северо-Каспийского бассейна, в районах, расположенных между Волгой и Уралом, были известны издавна, но им не придавалось значения. В дореволюционное время прогноз о возможной нефтеносности девонских отложений был сделан профессором Московского университета акад. А. П. Павловым. И. М. Губкин обосновал проблему нефтегазоносности Волго-Уральской территории и возглавил широкие поисково-разведочные работы в этих районах.
Между Волгой и Уралом и на правобережье Волги были созданы нефтедобывающие центры и газодобывающая промышленность, снабжающая газом Москву и другие крупные города. Параллельно развивалась и нефтедобывающая промышленность в юго-восточной части Северо-Каспийского бассейна, в междуречье рек Урала и Эмбы, где ведется добыча нефти из недр многих солянокупольных месторождений. Предстояло открытие новых зон нефтегазонакопления с залежами мезозойских отложений на склонах и на юго-западной периклинали Узени-Ичкинского кряжа, а также на западном и южном бортах бассейна. Не исключено обнаружение скоплений нефти и в третичных отложениях в области наибольшего погружения, выполненной палеогеновыми и неогеновыми отложениями.
На примере Северо-Каспийского нефтегазоносного бассейна видно, что в областях интенсивного погружения краевых частей платформ при сглаженном рельефе поверхности наблюдается весьма сложное расчленение бассейна на глубине. Бассейн на глубине распадается на разнородные по структуре крупные прогибы и погребенные поднятия.
Нефтегазоносный бассейн Мексиканского залива – один из крупнейших на земной шаре. Он приурочен к обширной впадине, внутренняя наиболее погруженная область которой покрыта водами Мексиканского залива. Окружающая последний материковая окраина бассейна располагается на территории главным образом США и Мексики, а также очень незначительными своими частями на территории Гватемалы, Белиза и Кубы.
Юго-западным и южным обрамлением бассейна служат элементы складчато-глыбовой системы Кордильер: на западе ларамиды зоны Сьерра-Мадре-Ориенталь, на юге, в районе п-ова Юкатан субширотное продолжение этой зоны. На юго-востоке граница бассейна выражена крупным разломом, проходящим параллельно восточному побережью п-ова Юкатан и далее к северному побережью о-ва Куба, где бассейн обрамлен Кубинско-Северогаитянским мегантиклинорием кайнозойского возраста. Восточнее о-ва Куба граница бассейна делает резкий изгиб и, поворачивая на северо-запад, следует по Багамскому поднятию, далее на свод Окала во Флориде и затем к юго-западной окраине обнаженной Аппалачской складчатой системы. В северной части бассейн примыкает по резкому структурному седлу к Предаппалачскому, а по своду Паскола к Иллипойскому бассейнам, восточнее ограничен склоном антеклизы Озарк. Северо-западная граница бассейна охарактеризована при описании Пермского и Западного Внутреннего бассейнов.





















45. Применение геоморфологических исследований при инженерно-геологических изысканиях.
Геоморфология, как одна из наук о Земле, основывается прежде всего на данных полевых исследований. Наряду с полевыми важное значение для познания рельефа и истории его развития имеют также камеральные работы, включающие в себя весьма широкий и разнообразный круг вопросов и методов. Кроме того, можно говорить и об экспериментальных геоморфологических исследованиях, которые ставят своей задачей изучение природных геоморфологических процессов на полевых стационарах или моделирование их в лаборатории.
Полевые геоморфологические исследования обычно завершаются составлением геоморфологической карты, которая наряду с текстом научного отчета является важнейшим итогом выполненных работ.
В зависимости от назначения можно различать общие и частные геоморфологические исследования. Общие исследования охватывают все геоморфологические объекты и имеют целью комплексную характеристику (морфографии, морфометрии, генезиса, возраста, истории развития и динамики рельефа). Завершаются такие исследования составлением общей геоморфологической карты. Обычно этот вид исследований имеет характер общей геоморфологической съемки, которая в нашей стране выполняется силами ведомств Министерства природных ресурсов как часть государственной геологической съемки. Различают мелкомасштабную (<1:1000000), среднемасштабную (1:2000001:1000000) и крупномасштабную (крупнее 1:200000) съемки.
Частные исследования проводятся с целью изучения отдельных геоморфологических объектов (например, карстового или овражно-эрозионного рельефа и т. п.) или отдельных геоморфологических показателей (например, глубины расчленения, густоты расчленения, и т. д.). Результатом частных исследований являются частные геоморфологические карты. Частные исследования, как отмечает А. И. Спиридонов, обычно организуются для решения четко ограниченного круга теоретических или прикладных задач.
В целом геоморфологические исследовательские работы разделяются на подготовительный, полевой и камеральный этапы.



46. Принципы построения палеогеоморфологических карт (эрозионно-денудационных этажей рельефа)
Для успешных поисков ловушек, образованных погребенными формами рельефа, необходимы палеогеоморфологические карты.
Ловушками для нефти и газа являются не былые, ныне утраченные палеоформы, а реально существующие в погребенном состоянии формы рельефа. Однако отображение их на картах типа палеогипсометрических или структурных недостаточно, т.к. в этом случае нельзя установить генезис рельефа, что делает невозможным и обоснование направления геоморфолого-поисковых работ.
Первым этапом составления падеогеоморфологической карты должно быть построение палеогипсометрической схемы, после чего возможна разработка нужной легенды. Палеогеоморфологиче-ские карты строятся на какую-то дату (время) и в зависимости от генезиса картируемого погребенного рельефа, различно.
Построение карт для былой суши значительно труднее, чем для рельефа прилегающих акваторий, в связи с активным развитием денудации - размывом древних форм на палеосуше. Кроме того, следует учитывать, что одни формы рельефа с течением времени «росли», например, за счет активных поднятий антиклинальных складок (гряд), другие оставались относительно неподвижными. Захоронение форм также происходило по разному и в связи с тектоническими движениями и в зависимости от среды.
Принципы и методика составления палеогеоморфологических карт для исследуемого региона сводятся к следующему.
Высоту пенеплена, т.е. бывшей суши над уровнем моря, можно определить с достаточной точностью лишь после наступления моря и частичного захоронения пенеплена по толщине осадков, захороняющих склон пенеплена. Склон пенеплена конкретно устанавливается путем построения серии геолого-геоморфологических разрезов, учитывающих возрастной и фациальный состав осадков.
Произведенное таким способом определение высоты рифейского пенеплена на конец эмского века для юго-востока Самарской области показало разброс высот от 170 до 220 м над уровнем Эмского моря.
Относительная высота неровностей пенеплена - в основном, эрозионно-денудационных останцов, точнее высота их остаточных форм, может быть определена по толщине захоронивших их осадков. Можно выделить три стадии развития денудационного останца: а) его «рост», т.е. увеличение относительной высоты за счет большей сопротивляемости к денудации слагающих его плотных пород; б) снижение высоты в период захоронения пенеплена под действием абразии; в) консервация останца осадками, когда его высота и форма практически не изменяются. Изменяется лишь общее высотное положение останца в связи с региональным тектоническим поднятием или погружением окружающей территории.
Все сказанное относится и к тектонически-денудационным останцам. Однако к описанному процессу развития денудационного останца добавляется собственный, т.е. автономный «рост», посколько тектонически-денудационные останцы увенчивают осевые зоны антиклиналей, а крутизна складок может увеличиваться.


















47. Методика построения структурно-геоморфологических карт
Наиболее выразительным средством обобщения материалов полевых геоморфологических исследований является геоморфологическая карта. Она дает возможность установить пространственные закономерности развития рельефа, а при соответствующей проработке системы условных обозначений и закономерностей его развития во времени, установить связи между рельефом и геологическим строением, рельефом и другими компонентами географического ландшафта. Словом, геоморфологическая карта необходимый и важнейший результат геоморфологических исследований, квинтэссенция теоретического обобщения геоморфологических данных, основа для их практического использования.
Геоморфологические карты весьма разнообразны.  Это разнообразие определяется их масштабом, содержанием и назначением.
По масштабу различают карты: крупномасштабные крупнее 1:200000, среднемасштабные от 1:200000 до 1:1000000, мелкомасштабные и обзорные меньше 1:1000000. Обзорные и мелкомасштабные карты обычно составляются камеральным путем, карты среднего и крупного масштаба на основе полевой геоморфологической съемки.
По содержанию геоморфологические карты разделяются на частные и общие. Частные геоморфологические карты составляются «а основе частных показателей, относящихся только к морфографии, морфометрии, происхождению, возрасту рельефа и т. д. Примером таких карт могут служить карты густоты горизонтального расчленения, карты общего показателя расчленения рельефа, карты крутизны земной поверхности и др.
Общие геоморфологические карты дают характеристику рельефа по совокупности частных показателей, из которых важнейшими являются: морфография и морфометрия, генезис и возраст рельефа.
Содержание карт определяет их назначение. Частные геоморфологические карты предназначаются для решения частных задач: практических, научно-исследовательских и т. д. Так, например, карты густоты и глубины расчленения находят широкое применение при дорожных изысканиях; обе эти карты в совокупности с картой крутизны земной поверхности для нужд сельскохозяйственной организации территории и т. п.
Общие геоморфологические карты удовлетворяют потребностям, предъявляемым к ним со стороны различных отраслей науки и народного хозяйства. На их основе могут проводиться любые геоморфологические работы, а также могут быть составлены карты более узкого назначения путем нанесения дополнительных показателей, выделения или исключения некоторых элементов их нагрузки.






















48. Роль анализа геолого-геоморфологических профилей для выявления новейших деформаций рельефа
Профиль Геоморфологический  графическое изображение на вертикальной плоскости разреза некоторого участка земной поверхности. Верхняя его линия передает точное гипсометрическое положение поверхности; ниже показывают геол. строение (геологический разрез). П. г. строятся обычно с преувеличением вертикального м-ба над горизонтальным примерно в 510 раз, в противном случае пропадают детали строения рельефа и четвертичных отд., обычно маломощных. В настоящее время принято П. г. составлять по типу узкой блок-диаграммы, при этом геол. строение на вертикальных стенках изображается в черно-белом варианте, а перспективный рисунок рельефа в красках, сохраняя как контуры, так и цвет легенды геоморфологической карты, если П. г. ее сопровождает.
















49. Легенда и методика построения геоморфологических карт
Карту, на которой изображены данные, рисующие геоморфологические особенности известной территории, называют геоморфологической. Не следует смешивать геоморфологическую карту с орографической. Последняя должна дать по возможности объективное изображение рельефа на основании данных полевой топографической съемки безотносительно к его происхождению. Геоморфологические карты могут быть или морфографическими или морфогенетическими. Первые преследуют задачу дать наглядное изображение географической группировки элементов рельефа по их морфографическим (внешним) признакам (высокогорья, плато, равнины, среднегорья и пр.). Вторые имеют задачей осветить географическое размещение форм поверхности, отличающихся генетическими признаками или же геологическим возрастом. Геоморфологическая карта должна быть объяснительной, потому что даже в тех случаях, когда в основу ее построения кладется морфографический признак, уже этот последний дает геоморфологу известного рода указания на генезис, а иногда и на относительный возраст форм. Поэтому, если даже на геоморфологической карте в легенде и не дается напосредственно экспликации (объяснения) генезиса, она во всяком случае должна быть составлена так, чтобы читатель сам мог использовать ее именно для этой цели.
Учитывая универсальность и значимость общих геоморфологических карт, мы несколько подробнее остановимся на содержании и построении легенд таких карт. Следует отметить, что до сих пор не существует единой общепринятой легенды геоморфологической карты не только в международном масштабе, но и в масштабах одной страны. Даже в Советском Союзе, где геоморфологическое картографирование достигло особенно большого развития, единая легенда для геоморфологических карт съемочных масштабов отсутствует. Все же, основываясь на опыте работ различных научно-исследовательских и производственных геологических и географических учреждений, можно высказать определенные суждения о принципах построения легенд общих геоморфологических карт.
Общая геоморфологическая карта должна содержать следующие основные характеристики рельефа: его морфографию и морфометрию, генезис и возраст. Для изображения этих характеристик могут быть применены методы качественного или цветною фона, изолинии, штриховка, значки и индексы. Наиболее выразительным и наглядным картографическим средством является фоновая закраска. Ее чаще всего и используют для показа одной из важнейших характеристик рельефа генезиса. Таким образом, поверхности разного генезиса (а рельеф есть сочетание субгоризонтальных и различно наклоненных поверхностей) закрашиваются разным цветом: например, поверхности морского генезиса  синим цветом, флювиального -зеленым и т. д.
Что касается морфографии и морфометрии рельефа, то наилучшим из существующих способов морфографической и морфометрической характеристики рельефа является способ изображения его изолиниями, каковыми являются горизонтали на топографических картах. Хорошая топооснова несет такую огромную информацию о рельефе той или иной территории, что с ней не могут сравниться никакие, даже самые подробные и самые квалифицированные описания.
Формы рельефа, не выражающиеся в масштабе карты горизонталями, показываются при помощи условных знаков, каждый из которых своим рисунком характеризует ту или иную форму с чисто внешней стороны, а цвет знака ее происхождение.
Очень важное значение имеет также изображение возраста рельефа на геоморфологической карте. Как известно, на геологических картах именно показу возраста пород отводится наиболее выразительное средство фоновая закраска. На геоморфологической карте такой способ изображения приводит к значительному обеднению и потере наглядности карты. Поэтому возраст рельефа на геоморфологических картах изображается иными средствами: оттенками цветного фона (в пределах той или иной генетической группы), индексами (внутри определенного контура), штриховкой. Довольно часто специальными условными знаками на геоморфологических картах показывается характер современных склоновых и некоторых других процессов.
Таковы некоторые принципы составления системы условных обозначений для геоморфологических карт съемочных масштабов. Мы говорим некоторые, так как существуют иные точки зрения на структуру и содержание легенд геоморфологических карт. В любом случае система условных обозначений должна быть таковой, чтобы геоморфологическая карта давала наиболее полное представление о характере рельефа той или иной территории, истории его формирования, возрасте и тенденции развития.










13PAGE 15


13PAGE 14115




Рисунок 1 Заголовок 1 Заголовок 2 Заголовок 3 Заголовок 415

Приложенные файлы

  • doc 23646337
    Размер файла: 487 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий