геоморфа шпоры

1. Геоморфология как наука, ее предмет, задачи, отрасли.

Геом – н. о строении, происх. и истории разв. ЗП (твердой). Тв. ЗП не четка – на дне осадки разжижены +пов-ть растений. Иск. рельеф – постройки, карьеры.. Предмет – рельеф (сов-ть неровностей тв ЗП)
Геом. – мд географией и геологией. Зародилась в 1/3 19века.
Общая геом (закономерности строение, происхожд. и развит рельефа), структурная (связь рельефа и геологич структур), климатическая ( зав-ть развит рельефа от климата), морская (геом. берегов и дна морей и океанов), поисковая – прикладная ( нефтегазопоисков, гипергенная – тв пол ископ, рудная), инженерная (рельеф в контексте строительства), агрогеоморфология (особенности почв в зав-ти от рельефа), экологическая (рельеф – фактор распределения антроп нагрузки ландшафтов).

2. Генетический и геометрический подходы к изучению рельефа.

Генетич: рельеф – трехм. физ. тело. Неровности с их геологич. содержанием. Верхн граница – ЗП. нижняя – глубина залеган. геологич. структур. На основании изуч. строения и формы рельефа можно узнать историю его развития. Исп. когда нужно занть связь мд рельефом и геологич. строением.
Геометрич: рельеф – неровности двумерной ЗП. без геологич. содержания. Исп, когда важны строение, форма рельефа (почвовед, ландшафтовед)


3. Элементы, формы и типы рельефа.

Формы рельефа – отд неровности. Эл-ты: точечные (пересечения и сочленения линий – точки вершин, устьев, седловин, перевалов), линейные (гребневые, килевые, линии мах и мин уклонов, линии выпукл и вогн. перегибов, плановые лин), площадные (грани рельефа, огранич линиями и точками, прямые – редко). Ф-ции: абс высота, уклон ЗП, вертик. кривизна ЗП (+/-), гориз кривизна (выпукл, вогн, прямол).в молодом рельефе – эл-ты хорошо заметны, если очертания сглажены – реликтовый рельеф.
Формы: простые и сложные (сост из прост), положит и отриц, аккумулятивн и денудацион, открытые и замкнутые.
по масшт: планетарные (материки, океанич впадины, переходн зоны мд матер и ок); мегарельеф (горн пояса, равнины, подножия – тысячи км), макрорельеф (10ки 100ни км – горные хребты и долины, равнины), мезорельеф (100ни метров – ледники), микрорельеф( метры – карстовые воронки, береговые волны), нанорельеф – кочки. Формы объедин в:Типы: генетические (формы с общ происхожд), морфологич (формы и облик), морфо-генетич.


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

20% - выше 2 км, -0,2 км – перегиб вниз, -3 км – перегиб гориз, -6 км – перегиб вниз – глубоков впадины. 11 км. 30% 50%. площадь 510 млн км2. ср высота матер – 875м, средняя гл ок – 3800 км, ср выс ЗП - -2400 км.
Морфография – описание рельефа, морфометрия – измерение рельефа.
Морфол.суши: На абсол. высоте 0-200м – низменности. Аккумулятивный хар-р.
200-500м – возвышенности. Денудационный хар-р.
До 1 км – плоскогорья с достаточно ровным рельефом вершин и пов-ти, но встречаются и перепады высот до сотен м.
Плато – высокая, очень плосковершинная пов-ть с min перепадами высот и резкоограниченные от соседных территорий.
Плоскогорья больше плато, но у плато более ровная пов-ть и резкие границе в виде уступов от территорий.
Горы – обширные территории ск4ладчато-глыбового строения, которые подняты на обширную высоту и хар-ся резкими перепадами высот до неск.км.
Относительные горы – превышение вершин над подножьями – даёт больше информ.
По абсол.высоте: низкие (3км), средневысотные(3-5), высокие(>5).
Нагорья – сложное сочетание горных хребтов, массивов, плато, плоскогорий, горных долин и котловин на общевысоком цоколе.У нагорья находится фундамент – цоколь.


5. Генезис рельефа, восходящий и нисходящий типы развития рельефа, реликтовый рельеф.
Рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных рельефообразующих процессов, которые всегда действуют синхронно, но проявляются по-разному.
если суммарный эффект эндо >экзо, то рельеф развивается по восходящему типу (т.е.возрастает контрастность рельефа; горы растут, впадины углубляются).
Если эндо<экзо, то рельеф развивается по нисходящему типу.

6. Активные факторы рельефообразования: геодинамические (эндогенные) и литодинамические (экзогенные) рельефообразующие процессы.

Эндогенные более мощные, создают планетарный мега- и макрорельеф, очень медленные.
Эндогенные и геодинамические процессы создают основную матрицу Земли.
Экзогенные (литодинамические, рельефообразующие) более быстрые, наблюдаются и измеряются человеком непосредственно, но менее мощные, чем эндогенные, создают формы рельефа более мелкие(мезо-, микро- и нано-, но есть и макроформы). F тяж и EC – источник энергии.
Экзогенный процесс играет усложнённую и нивелирующую роль по отношению к эндогенному рельефу.
Экзодинамические процессы:
флювиальные (связь с деятельностью текучих вод на суше)
склоновые
ледниковые
эоловые
мерзлотное рельефообразование
карст
биогенное и антропогенное рельефообр.
волноприбойная деят.
подводные эндопроцессы
ударное воздействие метеоров
Влияние эндо- на экзогенные:
Растущие горы создают орографическую преграду на пути возд.масс и изменяют климат местности => изменение режима увлажнения + флювиальные процессы, карст.
Вулканические извержения радикально изменяют почти все компоненты ландшафта.
Влияние экзо- на эндогенные(менее очевидны):
Гляциоизостазия - прогибания земной коры в области совр. и плейстоценовых покровных оледенений, вызываемые нагрузкой ледниковых масс; конденсационные движения з.к. после снятие нагрузки.
Гидроизостазия – конденсационное движение з.к. как реакции на нагрузку водных объектов(водохранилищ).





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

Вещественным составом определяют устойчивость г.п. к выветриванию и денудации.
Карстовые процессы протекают только в растворимых водой г.п.(соли-карбонаты, сульфаты, хлориды).
Различная водопроницаемость г.п. и её влияние на р/о там, где с пов-ти залегают породы водоупорные глины и глиносодержащие), гораздо гуще речная сеть, т.к.лишь малая часть воды проникает вниз, основная часть осадков стекает вниз по пов-ти, образ.водотоки.
Если с пов-ти водопроникающие(известняки, туфы), то значительная часть осадков фильтруется вниз и превращается в подземные воды, поверхностный сток не большой, речная сеть редкая.
Геологические структуры – формы залегания г.п.
С разными структурами связан разный рельеф.
Геол.структуры разделяют на:
развивающиеся – те, кот.в современности продолжают своё развитие, активные факторы,геодинамич.процессы.
мёртвые – пассивные геол.факторы р/о, с ними связан структурно-денудационный рельеф.
Структурно-денудационный рельеф – рельеф, кот.возникает за счёт денудации определённых геол.структур.
Формы стр.-денуд.рельефа возникают по «бронирующим» пластам – пластам г.п., более устойчивой к денудации; предохранияют нижележашщие толщи от разрушения.



8. Климат и рельеф как пассивные факторы рельефообразования.
Классификация климата по его геоморфологической роли (немец.уч. А.Ленкон):
нивальный – хар-ся преобладанием отриц.температур в течение года.Климат полярных областей и высокогорый выше полярной линии.Большую роль играют ледниковые и мерзлотные р/о процессы.
гумидный(влажный) – коэф.увлажнения >1. Ведущая роль - флювиальные процессы, карст, склоновые процессы с участием воды.
аридный(засушливый) – климат пустынь и полупустынь. Активны склоновые процессы без участия воды(обвалы). Эоловая деят.
Переходные подтипы:
Субполярный – к5лимат территорий с многолетней мерзлотой. Она не возникает, а только сохраняется, лишь по-тихоньку подтаянная. Новообразование мерзлоты происходит в нивальных условиях.
Семигумидный – лесостепь и влажная саванна. Признак гумидного климата – лесная растительность.
Семиаридный – более засушливый климат степей и сухих саванн. Интенсивно развит эразионный рельеф.
Рельеф сам по себе создаёт среду для рельефообразования.С высотой изменяется климат.
1.Барьерная функция горных массивов по отношению к влагонесущим возд.массам.
2.Распределительная функция по отношению к вещественным потокам у з.п. На вогнутых формах рельефа – концентрирование потоков, на выпуклых – рассеивание.


9. Относительный и абсолютный возраст рельефа.

Абсолютный – в годах от настоящего момента к определяемому с помощью различных спец.методов, чаще радиоизотопных (радиоуглеродный и калий-аргоновый). Надёжность различная.
Относительный, 3 подхода:
установление возраста одних форм относительно других (та форма, кот.осложняет пов-ть более крупной, явл.по отношению к ней более молодой).
установление стадий развития рельефа (уч. У.Девис), 3 стадии: юность, зрелость, дряхлость – цикл рельефа.Стадии развития устанавливаются по 2 признакам: облику рельефа и интенсивности процессов.
используется, когда геологический и геоморфологический возраст почти равны или считаются таковыми.Надо по-отдельности рассматривать возраст аккумулятивных и денудационных форм.
В аккумулятивных формах с помощью биостратеграфии(по остаткам организмов) устанавливается возраст г.п. и считается, что аналог.возраст имеет форма рельефа.

У денудационных форм всё сложнее.Возраст удаётся установить не всегда. Используют:
1.метод коррелитных отложений (то, что ранее заполняло денудационную форму рельефа).
2.метод возрастных рубежей.


10. Цикличность рельефообразования. Геоморфологический, новейший и современный этапы развития планетарного и мегарельефа.
В структурной геоморфологии по времени участия в формировании современного рельефа выделяют следующие категории тектонических движ.:геоморф., новейшие, голоценовые и современные.геоморф.этап охватывает время формирования наиболее крупных форм тектонического рельефа З.в целом.начало геом.этапа совпадает с началом деформации эпигерцинской глобальной мегацикловой поверхности выравнивания.Т.к.в современных океанах не встречены осадочные породы древнее мезозоя,то геом.этап часто соотнося с синокеанической стадией развития З.Новейшие тектонические движ. – движ.,создавшие основные черты современного рельефа.поэтому новейший тектонический этап рассматривается как последняя, заключительная стадия геоморфологического этапа.начало образования современных гор должно быть не древнее конца эоцена.Современные тектонические движ.появились в эпоху существования цивилизаций.скорости вертиккальных современных движений в платформенных областях составляют обычно первые мм в год.в горных областях увеличивается до 1 см в год. Среди голоценовых движ., проявившихся во время и непосредственно после ледников в С.полушарии, выделяют очень быстрые поднятия, скорости кот. Значительно превосходят темпы современных движений в данных районах.

11. Мегарельеф платформ суши и подвижных поясов материков.
К крупнейш формам рельефа на континентах относятся материковые равнины, континент горы и рифтовые области. Материковым равнинам соответствуют разновозрастные платформы ( им присуще двухярусное строение фундамент крист породы + верний осадочные гп). К древним Сибирская платформа (Сибирская плита и др докембрийские щиты Алданский и Анабарский Вост-Сиб плоскогорье. Синеклизы области более глубокого залегания фундамента+увелич мощность чехлов, антеклизы наоборот. Континент горы. Подразд на складчатые и эпиплатформенные. Скл обр за счет выжимания масс в условиях тангенциального сжатия : в зонах столкновения плит, геоблоков, под зонами поддвига одних плит под другие. Альпы, Пиренеи, Кавказ, Памир. Изостатич компенсация осуществл за счет увелич мощности ЗК. Интенсивно сейсмичны. Эпиплатф возникли в рез-те тектонических поднятий. Решающую роль в их формир играли восходящие движения вдоль возрожденных древних или образованных в новейшее время разломов, в отлич от складч, для кот хар-но горизонтальное сжатие. Рифтовые области узкие и вытянутые грабены, ограниченные нормальными, те наклонными сбросами, у кот пов-ть смещена к центру впадины. Являются областями растяжения. Образуются как на др платформах так и и на молодых плитах. Хар-ются резко повыш тепловым потоком, поступающим из мантии. Мощность ЗК 25-30 км.
12. Мегарельеф подводных окраин материков и переходных зон.
Пер. зоны двух типов: атлантические (пассивные) и тихоокеанск (активные). Атл:окраины всех океанов кроме тихого. Конт часть представл. равнинами. преобладаютабразион-аккум и аккум. шельфы, пересеченные поперечн и продольн желобами, которые соответствуют грабенам (опущенные блоки ЗК). Вдоль края шельфов иногда отмечаются краевые орогены – архипелаги о-вов, в пределах котор. находятся докембрийские породы (Сев. Земля, Шпицберген). На склонах отмечаются ровные учатки – краевые плато. Вулканизмне характерен, но есть.На глубине 3 км ЗК становится океанич.Континент. подножеи – 3-7 км, с глубоким прогибом из молодых осадков. Тихоок: весь Тихий, кроме зап окр сев Америки. Характерны молодые горные сооружения, а не равнины. Хаар-ны узкие шельфы. Окраин. моря (Охотксое, Берингово)шириной 1-2 тыс км, часто набл. горстообразные возвышенности. Выделяют средиземные континент. моря с субокеан. ЗК(черное). Островные дуги о кордильеры –молодые горн системы с активным соврем вулканизмом. Дуги: 1тип – крупн о-ва и п/о с Конт ЗК (камчатка, н Зеландия), 2тип – цепочки изолиров. о-вов – наводные вершины вулканов (Курильские). Желоба имеют крутой континент. склон., плоское днище и более пологий океанич склон. Отлож мутьевых потоков – плейстоценовые.
Еще есть Колумбийский тип: там береговые хребты Кордильер, повышенные значения теплового потока, пониженные сейсмич скорости в кровле мантии.

13. Мегарельеф океанического ложа и срединно-океанические хребты.

Ср-ок хр: гигантские сводовые поднятия с амплитудой до 5 км. Фланги с расчлененным рельефом с мн-вом действ. вулканов. Вершинная часть часто состоит из скалист гребней и узких ложбин, иногда выположен. В осевых зонах – рифтовые долиныч(узкие ложбины трещинами, заполн. плейстоценовыми осадками. вдольних – вулканич и гидротермальная деят-ть). Гребни часто поднимаются выше океана в виде о-вов (Исландия). Система опояывает всю ЗП. СОХ хар-ся сокращ мощно к коры (5-6км). Под ними отчетливо выраж. астеносфера. Под гребнями – раздувы астеносферы – астенолиты. СОХ часто смещены трансформными разломами. Сейсмичность активная, землетрясения мелкофокусные.
Ложе: хар-ен рельеф абиссальных равнин. Осадки маломощные(до 1 км), залегают без тектонич нарушений. Деформации лишь вблизи хребтов и ок. поднятий. Мощность осадков растет от СОХ к континентам.


14. Тектонический рельеф и тектонические движения как фактор рельефообразования.
Тектонические движения – это механические движения, возникающие в земной коре в результате влияния глубинных (эндогенных) сил, действующих в литосфере и верхней мантии. Они делятся на медленные и быстрые, вертикальные и горизонтальные, а также на положительные и отрицательные. В случае неоднократной смены знака движений по вертикали они называются колебательными тектоническими движениями. Медленные вертикальные колебательные движения имеют обычно небольшие скорости от долей мм до первых (1-3) мм в год. Такие движения свойственны устойчивым участкам литосферы (платформам), например, с такими скоростями поднимается Скандинавский п-ов и опускается южный берег Северного моря. Быстрые как вертикальные, так и горизонтальные тектонические движения присущи подвижным зонам литосферы. Они превышают медленные тектонические движения на один и несколько порядков и измеряются в частности, при землетрясениях от 1 см до нескольких метров. В результате вертикальных и горизонтальных тектонических движений происходят нарушения залегания горных пород. Различают складчатые и разрывные тектонические нарушения. Складчатые тектонические нарушения выражаются в волнообразном изгибании пластов осадочных пород, залегающих первоначально горизонтально или почти горизонтально (субгоризонтально). Такие волнообразные изгибы называют складками. Складка, изогнутая вверх, называется антиклинальной складкой или просто антиклиналью. Складка, выгнутая вниз, носит название синклинальной складки или просто синклинали. В волнообразных складках синклинали и антиклинали плавно переходят друг в друга. Складчатое залегание пластов присуще геосинклинальным зонам, где смятые в складки породы образуют складчатые горы. Разрывные тектонические нарушения выражаются в возникновении в литосфере тектонических разрывов (разломов). Разломы – это трещины в земной коре, возникшие в результате деформаций горных пород под влиянием тектонических движений. Разломы в глубину могут иметь разную величину от нескольких дециметров (обычно их называют тектоническими трещинами) до первых сотен километров. Последние достигают верхней мантии и уходят в нее до астеносферы. Такие разломы называют глубинными разломами. Разломы, кроме того, могут быть не только вертикальными, но и наклонными, а также без смещения и со смещением по ним блоков пород. Разломы без смещения называются тектоническими трещинами. По разломам со смещением происходит движение блоков пород относительно друг друга. Если блоки пород относительно друг друга двигаются в горизонтальном направлении, то такой разлом называется сдвиг, а если они двигаются по вертикали, то различают сбросы и надвиги. В горах часто наблюдаются системы разломов, когда одни блоки приподняты над другими или опущены. Если один блок приподнят над соседними блоками, то такое тектоническое образование называют горстом. Если же блок пород опущен по отношению к соседним блокам, то такая тектоническая структура будет называться грабеном. Такие горы, где наряду со складчатостью происходили блоковые поднятия, носят название складчато-глыбовых гор. Кроме складчатых и разрывных тектонических нарушений в результате тектонических движений возникают, например, в пределах платформ крупные поднятия (купола) и понижения (мульды), а также происходят движения литосферных плит.

15. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом. Основные типы вулканических построек.
2 типа вулк посторек: щитовые и слоистые\стратовые. Щитовые обр при регулярных извержениях базальтовой лавы, кот далеко изверг от центра извержения, поэтому склоны пологие. Стр обр при чередовании 2 типов изверж, в их строении переслаиваются лавы и туфы, поэтому коническая форма с довольно крутыми склонами. О размерах и формах интрузивных тел можно судить, когда они хотя бы частично вскрыты эрозией. Большинство интрузий сформировалось на значительных глубинах (сотни и тысячи метров) и находятся под мощной толщей горных пород, и только некоторые в процессе формирования достигли поверхности. Относительно небольшие интрузивные тела были полностью вскрыты в результате последующей эрозии. Теоретически интрузивные тела бывают любых размеров и любой формы, однако обычно их можно отнести к одной из разновидностей, характеризующихся определенными размерами и формой. Дайки - пластинообразные четко ограниченные параллельными стенками тела интрузивных магматических пород, которые пронизывают вмещающие их породы (или залегают несогласно с ними). В поперечнике дайки бывают от нескольких десятков сантиметров до десятков и сотен метров, однако, как правило, не превышают 6 м, а их протяженность может достигать нескольких километров. Обычно в одном районе встречаются многочисленные дайки, близкие по возрасту и составу. Одним из механизмов образования даек является заполнение магматическим расплавом трещин во вмещающих породах. Магма расширяет трещины и частично расплавляет и поглощает окружающие породы, формируя и заполняя камеру. Вблизи контакта с вмещающей породой из-за относительно быстрого охлаждения дайки обычно имеют мелкозернистую структуру. Вмещающая порода может быть изменена в результате термического воздействия магмы. Часто дайки более устойчивы к эрозии, чем вмещающие породы, и их выходы на поверхность образуют узкие гребни или стены.Силлы пластовые интрузии, имеющие сходство с дайками, но залегающие согласно пластам вмещающей породы (обычно горизонтальным). По мощности и протяженности силлы близки дайкам, причем силлы большой толщины встречаются чаще. Палисайдский силл в районе знаменитых береговых уступов реки Гудзон напротив Нью-Йорка первоначально имел толщину более 100 м и длину ок. 160 км. Толщина Уинского силла на севере Англии превышает 27 м.Лакколиты - линзовидные интрузивные тела с выпуклыми или куполообразными верхними и относительно плоскими нижними поверхностями. Как и силлы, они залегают согласно с пластами вмещающих отложений. Лакколиты образуются из магмы, поступающей либо по дайкообразным подводящим каналам снизу, либо из силла, как, например, известные лакколиты в горах Генри в штате Юта, имеющие несколько километров в поперечнике. Однако встречаются и более крупные лакколиты. Особую разновидность лакколитов представляют бисмалиты - интрузии цилиндрической формы, разбитые трещинами или разломами, с приподнятой центральной частью.Лополиты очень крупные линзовидные интрузивные тела, вогнутые в центральной части (блюдцеобразные), залегающие более или менее согласно структурам вмещающих пород. Один из крупнейших лополитов (в поперечнике ок. 500 км) обнаружен в Трансваале (ЮАР). Другой довольно крупный лополит находится в районе никелевого месторождения Садбери (провинция Онтарио, Канада).Батолиты - крупные расширяющиеся книзу интрузивные тела неправильной формы, уходящие на значительную глубину (как правило, их подошва не вскрывается эрозией). Площадь батолитов может достигать нескольких тысяч квадратных километров. Они часто встречаются в центральных частях складчатых гор, где их простирание в целом соответствует простиранию горной системы. Однако обычно батолиты секут основные структуры. Батолиты сложены крупнозернистыми гранитами. Поверхность батолита может быть очень неровной с наростами, выступами и отростками. К тому же в верхней части батолита могут располагаться большие призмы материнских пород, которые называются останцами кровли. Как и многие другие интрузивные тела, батолиты окружены зоной (ореолом) пород, измененных (метаморфизованных) в результате термического воздействия магмы.Размеры батолитов настолько велики, что до сих пор не вполне ясно, как происходит их внедрение. Высказывалось предположение, что образование камеры батолитов происходит в результате обрушения крупных блоков коренных пород в расплавленную магму, а затем поглощения, плавления и ассимиляции их магмой (т.н. гипотеза магматического обрушения). Менее распространенная гипотеза заключается в том, что гранитные породы батолита представляют собой переплавленные и перекристаллизованные вмещающие породы с небольшой добавкой нового магматического материала (гипотеза гранитизации).Штоки сходны с батолитами, но имеют меньшие размеры. Условно штоки определяются как батолитовидные интрузивные тела площадью менее 100 км2. Некоторые из них представляют собой куполообразные выступы на поверхности батолита.Некки - цилиндрические интрузивные тела, заполняющие жерла вулканов, обычно имеющие диаметр не более 1,5 км. Вулканические некки прочнее вмещающих пород, благодаря чему после разрушения эрозией вулканических построек они сохраняются в рельефе в виде шпилей или крутосклонных холмов.Другие магматические интрузии. Существует большое количество разновидностей небольших интрузивных тел, которые встречаются реже, чем рассмотренные выше. Среди них выделяются факолиты - согласно залегающие, двояковыпуклые, линзовидные тела, образующиеся обычно в гребнях антиклиналей или во впадинах (шарнирах) синклиналей; апофизы - ответвления от более крупных интрузивных тел, имеющие неправильную форму; конические дайки, или конические слои, - дугообразные дайки, полого погружающиеся к центру дуги, предположительно образующиеся в результате заполнения концентрических трещин над магматическими очагами; кольцевые дайки - вертикальные дайки, имеющие в плане круглую или овальную форму и образующиеся при заполнении кольцевых разломов, возникающих при оседании расположенной внизу магматической массы.
16. Вулканизм как фактор рельефообразования. Типы вулканов, закономерности их развития и распространения.
Вулканизм или эффузивный магматизм – это явление, возникающее в результате излияния магмы на поверхность Земли. Выражается вулканизм в образовании на поверхности Земли вулканов. Вулканы делятся на три категории: действующие, уснувшие и потухшие.
К действующим вулканам относятся вулканы, извергавшиеся хотя бы один раз на памяти людей, т.е. в историческое время, а также вулканы, об извержениях которых нет сведений, но они сегодня выделяют горячие газы и воды. К уснувшим относят вулканы, не извергавшиеся в историческое время, но хорошо сохранившие свою конусовидную форму, под которыми происходят локальные землетрясения. Потухшими считаются вулканы, форма которых сильно разрушена в результате действия природных процессов и временного фактора, и не проявляющие никакой вулканической активности.
К поверхности Земли магма поднимается либо по трещинам (разломам), либо по трубообразным каналам на пересечении разломов. В зависимости от этого выделяются вулканы трещинного и центрального типов. Вулканы трещинного типа распространены, в основном, в океане. Почти все горные сооружения на дне океана имеют вулканическое происхождение.
На суше имеется только один действующий вулкан трещинного типа, расположенный на о. Исландия. Изливаясь из трещины и застывая, магма создает лавовые покровы, занимающие на поверхности большие площади. В прошлые геологические периоды трещинные вулканы имели довольно большое распространение на суше. Например, базальтовые лавовые покровы образуют плато Декан на п-ове Индостан, плато Путорана на Среднесибирском плоскогорье. Известны лавовые покровы в Северной и Южной Америке, на юге Африки, в Австралии.
Вулканы центрального типа широко распространены на суше, где насчитывается более 650 только действующих вулканов. Верхняя часть подводящего канала в таких вулканах называется жерло. Неоднократные извержения приводят к образованию над жерлом, обычно, конусовидной горы, сложенной слоями эффузивных (вулканогенных) пород. Поэтому их еще называют стратовулканами, т.е. слоистыми вулканами. Слоистость образуется за счет наложения друг на друга разновозрастных продуктов извержений. На вершине горы образуется воронкообразное углубление, называемое кратером.
Извергающиеся из кратера лавы имеют разнообразный химический состав и различаются по своим физическим свойствам, например по вязкости, от которой зависит текучесть лавы. В зависимости от вязкости лавы образуются различные формы вулканов центрального типа. В случае малой вязкости лавы происходит ее быстрое растекание и тогда образуется щитообразная форма. Вулканы такой формы называются щитовыми вулканами. Если лава обладает средней вязкостью, то над жерлом возникает классическая конусообразная форма. Такие вулканы называются конусовидными. Лавы с высокой вязкостью медленно выдавливаются из жерла, образуя над ним форму в виде купола или обелиска. В этом случае вулканы называют купольными.
Кроме жидкой лавы при извержениях выбрасывается большое количество ядовитых газов (HCl, HF, H2S, CO, CO2, H2 и др.), паров воды и твердых продуктов в виде вулканического пепла и вулканических бомб. Вулканический пепел представляет собой застывшие мельчайшие брызги лавы алевритовой и песчаной размерности, выбрасываемые извергающимися газами на большую высоту (до 10 км). Он может переноситься на большие расстояния. Так, например, при извержении в 1956 г. вулкана Безымянный на Камчатке вулканический пепел достиг Англии. Вулканические бомбы представляют собой выброшенные во время извержения сгустки (комки) лавы, принявшие во время полета ту или иную форму.
Из вулканического пепла и вулканических бомб образуются вулканогенно-обломочные или пирокластические породы, которые разделяются на рыхлые и сцементированные. Скопления вулканического пепла и вулканических бомб образуют соответственно сцементированные вулканические туфы и вулканические брекчии или промежуточные породы – туфобрекчии. Кроме этого, вулканогенно-обломочные породы подразделяются на грубообломочные ((10 мм), крупнообломочные (2 - 10 мм), среднеобломочные (0,1 - 2 мм), мелкообломочные (0,01 - 0,1 мм) и тонкообломочные (( 0,01 мм).




17. Типы и продукты вулканических извержений. Формы рельефа на склонах вулканических построек.
Извержения В. не всегда одинаковы. В зависимости от количественных соотношений извергаемых вулканических продуктов (газообразных, жидких и твёрдых) и вязкости лав выделены 3 главных типа извержений: излияние магмы, кот достигнув ЗП дегазируется и превращается в лаву;эксплозивный взрывные, когда осн канал закупорен и под давлением происх взрыв, при взрыве магма распыляется и застывает в виде обломков; преатические поствулканич деятельность, но могут случаться и перед, выбросы вулк газа и вод пар. Шлаковые конусы. При раховых экспл извержениях и часто явл не самост формами, а паразитич на склонах осн вулканов, паразитич, потому что нарушают правильную конич форму стратера вулкана.
18. Понятие о выветривании, его роль в рельефообразовании, кора выветривания.
Выветривание – это совокупность естественных процессов, в результате которых происходит изменение и разрушение горных пород. Различают физическое, химическое и органическое выветривания.
Физическое выветривание выражается в растрескивании горной породы на обломки разного размера в результате изменений ее объема из-за перепада температуры или расширения трещин при замерзании в них воды. Процесс разрушения горной породы в результате неоднократного замерзания в трещинах воды называется морозным выветриванием.
Химическое выветривание возникает в результате химического воздействия на минералы горных пород кислорода, солей, кислот и щелочей, присутствующих в воздухе, почве и воде. При этом образуются новые, устойчивые к данной среде минералы. Например, минерал полевой шпат, являющийся породообразующим минералом гранитной породы превращается в глинистый минерал каолинит. Устойчивые к химическому выветриванию минералы (например, кварц) остаются неизмененными в виде обломков. В случае легкорастворимых пород (известняка, каменной соли и др.) происходит вынос веществ, слагающих минералы, в растворенном виде.
Физическое и химическое выветривания действуют совместно, но их интенсивность зависит от природных условий и подчиняется, в основном, климатической зональности. Физическое выветривание наиболее сильно выражено в областях с холодным или сухим климатом. Химическое выветривание особенно ярко проявляется в областях с влажным и теплым климатом. При отсутствии денудации, например, при выровненном рельефе продукты химического выветривания остаются на месте, образуя так называемую кору выветривания, которая часто содержит ценные полезные ископаемые (алюминий, марганец, никель, кобальт и др.). В случае относительно легкорастворимых пород, например, известняка, химическое выветривание создает неровную поверхность в виде борозд с острыми гребнями, которые называются карры. В результате растворения известняков возникают и другие формы рельефа: карстовые воронки и карстовые пещеры. Все они объединяются под названием карст.
Минералы, слагающие горные породы, а значит и сами горные породы различаются по твердости. Следовательно, одни породы разрушаются быстрее, а другие медленнее, т.е. одни породы более устойчивые к выветриванию, а другие менее устойчивые. Иначе говоря, выветривание действует на них избирательно. Это явление называется избирательной денудацией. Когда продукты выветривания не остаются на месте, а уносятся, то возникают специфические формы рельефа, связанные с избирательной денудацией. Так, например, залегающие среди осадочных пород интрузивные магматические породы, как более устойчивые к выветриванию, образуют отдельные столбы, башни или одиночные горы.
Большую роль в выветривании играют также организмы. В результате их жизнедеятельности и продуктов их распада, происходит как механическое раздробление горных пород, так и химическое изменение минералов, приводящие к разрушению горной породы. Выветривание, производимое с помощью организмов, называют органическим выветриванием, но в конечном итоге оно сводится к физическому или химическому выветриванию. Обломки, возникшие в результате выветривания, удаляются с места их образования агентами перемещения.
19. Типы выветривания, их особенности.
Выветривание – это совокупность естественных процессов, в результате которых происходит изменение и разрушение горных пород. Различают физическое, химическое и органическое выветривания.
Физическое выветривание выражается в растрескивании горной породы на обломки разного размера в результате изменений ее объема из-за перепада температуры или расширения трещин при замерзании в них воды. Процесс разрушения горной породы в результате неоднократного замерзания в трещинах воды называется морозным выветриванием.
Химическое выветривание возникает в результате химического воздействия на минералы горных пород кислорода, солей, кислот и щелочей, присутствующих в воздухе, почве и воде. При этом образуются новые, устойчивые к данной среде минералы. Например, минерал полевой шпат, являющийся породообразующим минералом гранитной породы превращается в глинистый минерал каолинит. Устойчивые к химическому выветриванию минералы (например, кварц) остаются неизмененными в виде обломков. В случае легкорастворимых пород (известняка, каменной соли и др.) происходит вынос веществ, слагающих минералы, в растворенном виде.
Физическое и химическое выветривания действуют совместно, но их интенсивность зависит от природных условий и подчиняется, в основном, климатической зональности. Физическое выветривание наиболее сильно выражено в областях с холодным или сухим климатом. Химическое выветривание особенно ярко проявляется в областях с влажным и теплым климатом. При отсутствии денудации, например, при выровненном рельефе продукты химического выветривания остаются на месте, образуя так называемую кору выветривания, которая часто содержит ценные полезные ископаемые (алюминий, марганец, никель, кобальт и др.). В случае относительно легкорастворимых пород, например, известняка, химическое выветривание создает неровную поверхность в виде борозд с острыми гребнями, которые называются карры. В результате растворения известняков возникают и другие формы рельефа: карстовые воронки и карстовые пещеры. Все они объединяются под названием карст.
Минералы, слагающие горные породы, а значит и сами горные породы различаются по твердости. Следовательно, одни породы разрушаются быстрее, а другие медленнее, т.е. одни породы более устойчивые к выветриванию, а другие менее устойчивые. Иначе говоря, выветривание действует на них избирательно. Это явление называется избирательной денудацией. Когда продукты выветривания не остаются на месте, а уносятся, то возникают специфические формы рельефа, связанные с избирательной денудацией. Так, например, залегающие среди осадочных пород интрузивные магматические породы, как более устойчивые к выветриванию, образуют отдельные столбы, башни или одиночные горы.
Большую роль в выветривании играют также организмы. В результате их жизнедеятельности и продуктов их распада, происходит как механическое раздробление горных пород, так и химическое изменение минералов, приводящие к разрушению горной породы. Выветривание, производимое с помощью организмов, называют органическим выветриванием, но в конечном итоге оно сводится к физическому или химическому выветриванию. Обломки, возникшие в результате выветривания, удаляются с места их образования агентами перемещения.



20. Склоны, склоноформирующие и склоновые процессы, их типология и роль в рельефообразовании.
К склонам относятся все участки ЗП с углом наклона не менее
2°, на которых вещества перемещаются главным образом под действием силы тяжести.
Под склоновыми процессами понимаются литодинамические по-
токи ближнего переноса, образованные в результате выветривания
горных пород. Рыхлые продукты выветривания переносятся ими на
относительно небольшое расстояние, после чего подхватываются
агентами дальнего переноса: текучими водами, ледниками, ветром.
Как и все литодинамические потоки, склоновые процессы осуществляют денудационную и аккумулятивную работу. Главная причина всех склоновых процессов
является нарушение равновесия между силой тяжести и силой сцеп-
линия частиц, слагающих данный склон. Важнейшим фактором,
нарушающим равновесие, выступает вода, которая сильно Умань-
шает трение и активизирует перенос вещества на склонах.
Различают склоновые процессы разрушающие и склоноформирую-
щие. Ко вторым относятся те процессы, которые первоначально со-
здали данный склон. Например, вулканические склоны сформиро-
ваны эффузивным магматизмом (вулканизмом), склоны оврага
эрозией временных водотоков, склоны моренных холмов ледни-
ковой аккумуляцией и т.д. Наиболее крутые склоны имеют тектони-
ческое, эрозионное или антропогенное происхождение.
В пределах каждого склона сверху вниз выделяют зоны, где пре-
обладают денудация, транзит и аккумуляция материала. В ходе раз-
вития склона транзитная зона под влиянием разных факторов сме-
смещается от денудационной к аккумулятивной зоне, две последние
различаются как углом наклона (денудационная более крутая, ак-
кумулятивная самая пологая), так и мощностью и строением об-
ломочного чехла: в верхней части склона он тонкий, состоит из
крупных обломков, в нижней мощность отложений зна-
чительно больше.
Помимо происхождения, склоны могут бьпъ классифицированы
по многим признакам: масштабу и крутизне, длине, форме в про-
филе и плане, экспозиции, преобладающим склоновым процессам.
По масштабу склоны различаются от мельчайших форм рельефа
(наноформ) до крупнейших (планетарных) форм рельефа
По крутизне различают склоны: крутые более 35°, средней
крутизны 1535°, пологие 615°, очень пологие 26°.
Длиной склона определяется количество влаги, которая
на него попадает во время дождей и в период снеготаяния. А от
степени увлажнения зависит интенсивность хода большинства скло-
новых процессов. Кроме того, на длинных склонах материал в про-
цессе перемещения подвергается большей переработке.
По форме в профиле и плане различают склоны прямые, выпук-
лые, вогнутые, выпукло-вогнутые, ступенчатые, неровные. Эти
различия обусловлены всей совокупностью процессов, сформи
ровавших данный склон, и особенностями протекающих на нем
склоновых процессов. Небольшие прямые склоны считаются про
стейшими. Выпукловогнутые, стуленчатые и неровные незави-
мо от их масштаба всегда можно разделить на несколько более
простых (элементарных) поверхностей. Форма склонов в плане
определяет характер распределения по ЗП вещественных потоков
(направленные перемещения воды, грунта, миграции отдельных
элементов). На выпуклых в плане склонах происходит рассеяние
(дивергенция), на вогнутых схождение (конвергенция) этих
потоков.

21. "Быстрые" склоновые процессы: обвалы, осыпание, снежные лавины, сели, оползни.
Обвалы – происходят на очень крутых склонах. Развиваются в процессе быстрого обрушения крупных обломков горных пород или ледниковых языков. Главные причины обвалов – землетрясения, оттепели, ливневые дожди.Как правило, обвалы случаются в скальных породах, монолитность которых нарушена физическим выветриванием.Обвалы – один из главных факторов денудации горных стран. Их объём может достигать кубических км, а масса – миллиардов тонн. Следовательно, могут образовываться большие подпруженные озёра. Пример: Сарезское озеро на западном Памире. Маленькие обвалы из менее крупных обломков – камнепады. Образуется беспорядочно холмистый рельеф.В верхних частях обвальных склонов возникают стенки (обладают ровной поверхностью), ниши и цирки (круты и имеют нависающие карнизы).Осыпание – на крутых склонах. Осыпаются те породы, которые в ходе физического выветривания распадаются на мелкие обломки (песчаники, сланцы, многие граниты). Осыпание – процесс долговременный. Как и обвалы осыпи особенно интенсивны в горах с резко континентальным климатом. Они приводят к образованию у основания склонов осыпи. Выше осыпи на склоне под воздействием перемещающегося материала возникают осыпные лотки – желоба. Осыпание продолжается до достижения склоном угла естественного откоса. Крупные обломки скатываются дальше и остаются по периферии осыпи. Осыпные отложения часто перемешиваются с обвальными, образуя коллювий. Снежные лавины – происходят, когда выпадает большое количество снега. Накопившийся на склонах снег теряет устойчивость и обрушивается вниз. Для этого достаточно даже резкого звука человеческого голоса.Различают:осовы – соскальзывают широким фронтом при малой мощности слоя.
лотковые лавины – при движение используют русла временных водотоков, кот подвергаются изменению. Прыгающие лавины – свободно падают, сваливаясь с отвесных уступов.+ различают сухие и мокрые. Сухие – образуются в течение всей зимы и состоят из рассыпчатого снега, который при движении вниз распыляется. Они редко спускаются ниже снеговой линии. Мокрые – состоят из тяжёлого, напитанного водой снегом. Спускаясь вниз, разрастаются как снежный ком и достигают зоны лугов и высокогорных лесов, образуя лавинные прочёсы. Выносят с собой грунт

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

23. Рельефообразующая роль флювиальных процессов. Плоскостной смыв и русловой сток.
Процессы и формы рельефа связанные с деятельностью постоянных и временных водных потоков на суше. Важнейший фактор экзогенного формирования рельефа. Фл. процессы: плоскостной смыв и русловой сток. Плоскостной смыв. Множ-во тонких струек, кот. Еще слишком слабые, чтобы формир. собств. русло; сглаживание резких перегибов склона; эрозия почвы. Наблюдается повсеместно в периоды снеготаяния и дождей. За счет пл. смыва внизу склона накапливается плащ делювия (представл. суглинками, мощность более 10ка см). Русловой сток. Движение воды, ввиде концентрированных струй, способных выработать собственное русло. Высота перехода пл. смыва в русл. сток зависит от склона; если покрыт растительностью то только смыв.
24. Эрозия, ее закономерности и рельефообразующая роль. Базис эрозии и развитие продольного профиля реки.
Эрозией называется процесс углубления водотоком своего русла и расширения его в стороны. О преобладании боковой и глубинной можно судить по форме поперечного профиля долин. Вид глубинной пятящаяся удлинение оврагов за счет врезания их верховьев водоразделами выше вглубь междуречья. Под базисом эрозии понимают уровень, ниже которого эрозия не происходит. Существенно зависит от податливости к размыву ГП. Глубинная преобладает при больших уклонах, при этом невыработанный профиль встречается чаще. Боковая проявляется при малых уклонах в условиях максимального приближения продольного профиля водотока к равновесному состоянию. О понижении говорят в случае тектонического поднятия или сснижении уровня воды в конечном водоеме. Увеличении глубинной эрозии.. О повышении наоборот. Мировой базис – дно МО.Водоток стремится выровнять свое падение путем эрозии на одних участках и аккумуляции на других. Вся гидрологическая система стремится достичь равновесного состояния, которое описывается продольным профилем равновесия. Это график, которые строится по абсолютным высотным отметкам уреза воды в реке через одинаковые расстояния. Невыработанный профиль – ступенчатый, говорит о стадии юности в развитии данного водотока; на стадии зрелости продольный профиль плавный, ступени сглаживаются зза счет эрозии, такой профиль наз. выработанным или продольным профилем равновесия; в стадии дряхлости предельн продольн профиль имеет мин уклоны, в природе не встречаетс, но стремится.
25. Флювиальный перенос и аккумуляция, их закономерности.
Каждый водоток переносит нек кол-во тв материала, кот наз его тв стоком. Пролювий слабо окатанный материал, нанос временных водотоков. Осуществляется : волочением по дну, сальтацией – прыжками, во взвешенном состоянии, в растворе, со льдом. Различают макс размер обломков, кот река может перенести и общую массу тв стока (кол-во взвеш материала, кот зав от полноводности). Опред по степени мутности. Низк мутность у рек вытекающих из озер. Речные наносы называют аллювием. 3 фации : русловой (накапл в русле, наиб крупн частицы, косая слоистость) пойменный (во время половодья и паводков, горизонтальная слоистость) старечный (самый мелкий, горизонтальная слоистость).Аномальная скорость связана с локальным тектоническим движением как поднятием так и опусканием.


26. Эрозионные формы и типы эрозионного рельефа, закономерности их развития.
Эрозионные борозды. Можно наблюдать на слабо задернованных склонах в период весеннего снеготаяния. Кратковременные формы. В случае концентрации мощных струй преобразуется в промоины (рытвины). Глубина и ширина неск метров, длина десятки метров. Вместе подчинены склону. Процесс может развиться дальше, образование оврагов. Продольный профиль отлич от продольного профиля склона.Vобразный профиль показывает, что данная форма живая. Быстро растут, удлинняясь вверх по склону в глубь междуречий в результате регрессивной эрозии. 2 пути развитя оврага: балка и речная долина. Балка. Наиб крупн форма связанная с временными водотоками. На стадии выраб продольного профиля, когда у потока преобладает береговая эрозия. Если на дне оврага появится постоянный водоток, то в речную долину (врезание оврага в зону грунтовых вод или за счет перехвата какого-нибудь водоема). Если водоток перестает существовать, то преобразуется в балку. Овражный рельеф. Плоскости водораздела нет, есть только овраги перес местности. В зоне аридных условий. Осн сдерж факторами явл лес, наличие пов-ти водоупорных пород. Овражно-балочный. Степные районы, где рек мало и осн формы связ с времен водотоками. Связ с нерациональной деятельностью человека.Долинно-балочный в условиях лесостепей.
27. Русловые процессы и формы рельефа, излучины.
Русло – наиболее углубленная часть речной долины, по которой река протекает в межень. В русле каждой реки чередуются перекаты (наиб мелководные участки) и плёсы (глубокие). Речн перекаты – подвижные формы, сползают вниз по течению, вызывая этим движения др русловых форм,; надвигаясь на плёс стремятся засыпать его, тем самым смещая зоны размыва вниз по течению. Стержень место, где наиб перенос твердого материала. Вдоль стержня происходит основной перенос тв стока реки, поэтому там где V реки падает ( из-за уменьш склона) образ острова серёдки, явл подвижн формами, до тех пор пока не фиксируется растительностью; массовое обр в дельтах рек, где вследствии этого набл фуркация (деление русла на рукава). Руслам присуща извилистость. Отдельные изгибы наз излучинами или меандрами.По способу образования первичные (огибание рекой препятствий, единичны, имеют непрв геометрию) и вторичные( р-тат боковой эрозии, встреч группами, имеют упорядоч форму). Вторичные : врезанные (выс берега, кот размываются медленно, поэтому выглядят неподвижно) и блуждающие (низк берега, размыв быстро, образ стариц).






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

Пойма – часть днища речной долины, за пределами русла которая периодически затапливается в половодья и паводки.
Пойма:
Низкая затапливается каждый год,
Высокая – раз в неск.лет, когда половодья наиб.высоки.
Развитие поймы возникает в следствие изгибания излучины. Наращивание поймы идёт за счёт прирусловых валову. Прирусловой вал не более неск.м, образуется в результате выливания воды за пределы русла. Формирование участков поймы идёт путём намывания элементов.
Излучены: первичные, вторичные, излучены реки, ширина долины.
Формируются формы сперва в виде отдельных сегментов. Прирусловой вал образуется в ходе половодий, когда река вылевается из русла, течение падает, река отлагает часть русла.
Старица – старое русло реки с отсутствием течения или даже воды.
Останец – холм, возвышающийся над поймой.
Высокие станцы – остатки высокого коренного берега.
Низкие – остатки речных террас.
Это касается аккумулятивных форм пойм равнинных рек.
У горных рек поймы обычно эрозионные. Они узкие, ширина часто исчисляется дес.м.
Аккумулятивные поймы сложены пойменным аллювием, внизу равнинным. Поверхность ак.пойм почти горизонтальная или слабонаклонная к руслу.
У эрозионного аллювия нет, он представлен только галечником, который обновляется в каждое послед.половодье. Поймы наклонены к руслу.


29. Речные террасы, их происхождение, строение и типы.

Р.т. – ступенеобразные формы на склонах речной долины, которые сформированы деят.рек.
Псевдотеррасы – результат разной устойчивости слоёв слагающих склонов.
Р.т. – высшие поймы, кот.перестали быть таковыми в следствие снижения б.э.и обрезания реки.
Процесс образования одной террасы – цикл эрозии и аккумуляции.
Кол-во террас в речной долине соответствует числу понижений речной эрозии.
Хаар-ная особенность цикловых террас – вытянутость на протяжен Ии большей части долины и сохраняют высоту, одинаковую над урезом воды. Прод.профиль р.т. параллелен прод.профилю реки.
У локальных р.т. прод.профиль не параллелен.
3 типа р.т.:
1. эрозионные
2. эроз0ионно-аккумулятивные (цокольные)
3. аккумулятивные.
Если аккум. – террасы-выпуклые степени,
Эрозионные – вогнутые.
Каждая терраса состоит из 2 поверхностей и 2 разделяющих их линий.
При последовательном опускании б.э. образуется структура врезанных террас.
По геол.строению:
1.вложенные террасы
2.прислонённые
Аккумул.по строению обр-ся при чередовании повышений и понижений б.э.
Если б.э.только повышается, обр-ся структура – наложенная терраса.

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

1. ущелья(теснины) – долина узкая и глубокая. Ущелья обр-ся на стадии юности гор.рек, когда у тех резко преобладает глубинная эрозия.
2. В дальнейшем пор мере приближения долины к возрастанию долина расширяется и становится V-образной. Стадия зрелости гор.рек. Крутизна склонов каньонов со временем сохр., они не выполаживаются, это связ.с геол.строением. Они обр-ся там, где на пов-ти залегают породы с высокой водопроницаемостью и поверхн.сток слабый.
3. стадия зрелости равнин.рек. Пойменная долина (ящикообразная) с широкой поймой и террасой.
В реальности попереч.профиль р.д. асимметричен. Берег, подмываемый рекой, явл-ся крутым, отсутствует пойма и терраса. Намываемый положительный берег хорошо выражена и пойма, и терраса.
Причины ассиметрии:
сила Кориолиса
разное геол.строение, разные склоновые процессы у разных бортов долины.
По геол.строению:
нейтральные р.д.(не имеют явной связи с геол.строением)
продольные(однородное геол.строение, выровненный прод.профиль реки и выдержанная на больших отрезках форма речной долины)
поперечные(быстрая смена геол.строения и формы долины, невыработанный прод.профиль, изобилирующий водотоками).
Устья рек бывают:
эрозионные – обр-ся там, где в нижнем течение реки преобладает эрозия и процессы в береговой зоне конечного водоёма препятствуют накоплению аллювия.
аккумулятивные – там, где в нижнем течение реки преобладает аккумуляция и процессы в береговой зоне не препятствуют накоплению аллювия.
Эстуарий – воронкообразное расширение реки.
Дельты – аккумулятивные устья рек.
Типы:
простейшая – клювовидная
«птичьи лапы»
многорукавная


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

Речная система – глав.река со всеми её притоками.
Речной бассейн – площадь питания речной системы, территория, с которой река собирает свой жидкий и твёрдый сток.
Соседние речные бассейны разделены водоразделами.
Речная сеть – совокупность всех речных долин в пределах речных территорий. Рисунки:
древовидный
параллельный
перистый
радиальный
решетчатый
кольцевидный
Речной перехват: река А и В разделены хребтом. В реку А впадает приток. За счёт пятящейся эрозии этот приток постепенно прорезает хребет. На стадии 5 происходит речной перехват. Приток реки А перехватывает приток реки В. На продолжении реки В обр-ся сухая долина. Сквозной участок – на пересечении хребта.




32. Снеговая линия, ледники, их образование и типы.
Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.
Там, где хионосфера пересекается с з.п., её нижняя граница образует снеговую линию.
Физ.смысл сн.линии: выше неё снег, кот.выпал на горизонтальную незатенённую каменистую площадку может сохраняться круглый год. Снег тает и выше снеговой линии, но не полностью, ниже сн.линии снег может сохраняться толко в виде снежников – перелитков, затенённых нишей пятилеток. Высотное положение сн.линии опред.климатои – Кол-вом солнечного тепла и осадков. В Ледн.эпохе высота сн.линии снижается, в Межледниковой –поднимается.
Ледники суши:
горные – занимают углубления в горах, выше сн.линии. Их площадь не очень большая, а мощность дес.-первые сотни м. Подчинены каменному рельефу и двигаются в соответствии с его уклоном.
покровные – самые мощные, обр-ся на материках и островах(крупных) в усл.низкого положения сн.линии. Сплошным щитом покрывают весь каменный рельеф, и движ.льда происходит независимо, со слабой связью от подстилающего каменного рельефа. Направленно от частей к переферии.
Горные и покровные ледники тестно связаны.

33. Ледниковое рельефообразование: динамика ледников, зоны ледникового рельефообразования (зоны преобладающей ледниковой денудации, аккумуляции, перигляциальная зона), основные отличия ледникового рельефообразования от флювиального. Периодичность ледникового рельефообразования в четвертичном периоде и отражение этой периодичности в наблюдаемом рельефе.
Ледник – естественное скопление льда на з.п., способное двигаться.
Хионосфера – слой атмосферы с положительным балансом ТВ.осадков.
Глав.св-во льда – способность двигаться.
Джвижение льда осущ.:
1.под действием F тяж
2.ввиду инертности ледн.массы в рез-те перераспределения давления в теле ледника. Благодаря этому ледн.способны двигаться вверх по склону.
Экзарация – производимая ледником денудация – ледниковое выпахивание. Осущ.в фазу наступания ледника. Экзарац.снос зависит от типа движений:
1. медленное вязкое послойно-дифференцированное течение
2. блоково-надвиговый
3. пульсационный
Абляция – потеря массы ледника через таяние, испарение и откалывание льда. Аккумул.работа.
Обл.питания – наращивание массы ледника.Экзарац.работа.
С пов-ти лёд ведёт себя как хрупкое тело и интенсивно растрескивается, особенно в краевой части ледников. К низу трещины постепенно смыкаются. Начиная с глубины 15-30м лёд представляет собой породу, способную течь. Летом трещины на пов-ти ледн.расширяются и углубляются. Обр-ся каньоны глубиной до сотен м. Зимой каньоны замаскированы снегом.
Нунатак – отдельные скальные выступы, которые протыкают ледник в его краевой части.
Шельф.ледн.- переходная разновидность между ледн.суши и воды. Обр-ся за счёт сползания ледн.льда в море. Мощность сотни м. Убыль их происходит за счёт откалывания от них айсбергов.
2 крупных ледника в Антарктиде и Гренландии. Неск.менее крупные в островах Арктики и Антарктике (Земля Ф.-И).
Гор.и покров.ледн.тесно связаны. В эпохи похолодания сн.лин.опускается, гор.ледн.срастаются др.с др., образуя сперва сетчатое оледенение, когда из подо льда торчат от дельные гор.вершмны. При дальшейшем похолодании сетчатки олед.превращ.в покровное.
В эпохи потепления – обратный процесс. Площадь покровного ледника сокращ., они теряют целостность. Превращ.сперва в сетчатое оледенение. Ост.только гор.ледн., кот.также могут растаять.
Ледниковые эпохи в нашей эре коррелируют с эпохами горообразования. Оледен.были во все геол.эпохи.
Послед.ледн. эпоха в России – Валдайская. По польско-герм.классиф.это оледен.висла, альпийск.-вюрм, амер.-висконсии.
Послед.ледн.эпоха в сев.полушарии закончилась ~10тыс.лет назад.
Голоцен – соврем.послеледн.эпоха. Климат чрезвыч.нестабильный. Здесь было неск.эпох похол.и потепл. 7,5-4 тыс.лет назад – потепление. Росли широколиствен.леса. С 13 по 20 вв.- малый ледн.период в Европе, площадь гор.ледн.значит.возросла.
В фазу наступления ледн.выполняет разрушит.раб., в фазу отступания – свежий рельеф.

34. Типы морен и аккумулятивный рельеф горных ледников. Строение и развитие горного ледника на примере долинного ледника.
По положению в теле ледника6
поверхностная – широко развита у гор.ледников. На пов-ти их залегает виде сплошного плаща, имеющего мощность до неск.м. Иногда растёт лес на такой морене. Нередко она обр-ет грядовые формы рельефа в виде боковых и срединных морен.У покровных её нет.
Б.м. – гряды, высотой до перв.дес.м, кот.имеют ледяное основание и двигаются вместе с ледником.
С.м. – чаще обр-ся в рез-те слияния б.м. сливающихся ледников др.сдр. Получаются гряды высотой до неск.дес.м.
внутренняя – рез-т попадания поверхностной морены в трещины. Может формироваться и из донной привосходящим движении льда.
донная – имеется и у горн.и у покров. (представ.глав.часть морены) ледников. Образуется как за счёт экзарации-выпахив.ледн.камен.ложа, так за счёт каменного материала, попадающего в трещины, кот.достигают ложе ледника., таких трещин немного.
Морены как ледн.отложения:
основная – отложенная на площади бывшего ледника.
конечная (краевая) – обр-ся у края ледника в фазы его наступания (в рез-те бульдозерного эффекта) или стационарного положения (в рез-те насыпного конвеерного эффекта). RVU нередко имеют высоту до неск.дес.м. В следствии асцеляции края лед.КМГ часто неск.параллельны др.другу. RVU играют роль плотин, за ними обр-ся озёра.
Долинный ледник – ледн., язык кот.спускается ниже сн.лин. и представляет собой зону абляции ледника, а карр распол.выше сн.лин.
Питание ледн. Значительно и рост кара не успевает за ростом ледника, лёд не умещается в каре и выливается в виде ледникового языка в долину. Длина л.я. от неск.км до неск.дес.км.
Сн.лин. проводится в кам.склонах. На пов-ти ледн.сн.лин.соотв. фирная линия, распол.ниже сн.лин. Выше сн.лин. – область питания лед, где пов-ть ледн.вогнутая. Ниже ф.л.-область абляции, пов-ть выпуклая. Л.яз.имеет выпуклый профиль, т.к.по краям лёд тает быстрее. Основ.ледооборот осущ.в срединной части(в обл.пти.быстрее отток, обл.абляции-приток). В обл.питания лёд с пов-ти перекрыт фирном и снегом, её часто назыв.фирновым бассейном, где происходит накопление фирна, кот. дальше превращ.в лёд. В обл.абляции лёд наход.прямо с пов-ти, если не перекрыт поверхн.мореной.

35. Экзарационный рельеф горных ледников: кары, троги, рельеф альпийского типа.
Гор.ледн.формир-czd горах выше снеговой линии, там, где выпадает достаточное кол-во осадков. Размеры и форма ледн. Разнообразны и зависят от окруж.камен.рельефа.
Кар – креслообразное углубление горн.склона, кот.является вместилищем для основной массы горн.ледн.и растёт параллельно с его ростом. Рост каров происх.одновременно вниз и вбок, однако расшир.карры быстрее, чем углубляются. Углубление происх.медленно и не достиг.сн.л. Рост кар происх.одноврем.за счёт морозного выветрив.(роль >) и экзарации. Мор.выв.активнее по краям, на дне ледн.оно слабое. Роль ледн.-в выносе вглубь продуктов мор.выветр. Кары – ярусный рельеф. Обр-ся при стабильном положении сн.лин., немного выше её.Карлинги – остроконечные пики.
Трог – ледн.долина-вместилище для гор.ледн., попер.профиль U-образный. На склонах трогов можно заметитьт борозду сглаживания. Ниже б.сг.каменные склоны несут следы ледн.обработки. Широко распростр. «бараньи лбы»-скальные лбы, сглаженные и отпалированные ледником. Вблизи б.сгл.часто можно увидеть плечи трога, кот.подобны террасам. Троги орличаются от реч.долин не только формой попер. Профиля, они более короткие и прямые. Если гор.ледн. впадают др.в др., то наблюд. Троговые ступени, т.е. днище трога притока находится значительно выше, чем днище глав.трога. С трог. Ступенями связ.многочисленные водопады. Фьорды – глубокие и глубоко вдающиеся в сушу заливы, кот.широко развиты в Норвнгии, на Кольском п-ве, Исландии.
Ледник альпийского типа - наиболее распространенный в современную эпоху тип крупных горно-долинных ледников, спускающихся за пределы горного цирка по одной долине. Альпийский ледник характеризуется резко выраженным морфологическим обособлением области питания (фирновое поле с вогнутой поверхностью, занимающее ледниковый цирк) и области стаивания - язык ледника, спускающийся по долине и имеющий выпуклый поперечный профиль. Первая часть ледника лежит выше, а вторая - ниже климатической снеговой границы.

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

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

38. Водноледниковый рельеф покровных ледников: озы, камы, зандры, озерно-ледниковые равнины.

Встречается как на площади бывшего оледенения, так и за её пределами – в переглециальной зоне.
Озы – гряды, сложенные валунно-песчаным гравийным материалом. Длина таких гряд неск.дес.км. В плане они обычно извилистые, могут иметь озы-притоки, у них чё1ётко выражен гребень и крутые склоны. Озы выглядят как крупные природные насыпи, кот.бывают пересекаются озёрные долины. При образ.оза имеет место инверсия:
изначально было русло на пов-ти ледника. По этому руслу текли талые воды и осаждалась перемытая морена, представл.круп.обломками.
инверсионная – превращает отрицательные формы рельефа в положит.
Озы сложены флювиогляционным материалом – отложениями потоков талых ледн.вод. озы – рельеф ориентированный, направлен поперёк к простиранию конечных морен.
Камы-холмы обычно круглые с уплощённой вершиной, от средней крутизны до крутых. Высота неск.дес.м. Материал, из кот.сложены – лимногляциальный (озёрно-ледн.). Он обыно представлен хорошо сортированными мелкими песками. Камы часто исп.в строит.целях.
Зандры – песчаные равнины с внешнего края КМГ, мощность зандров от КМГ постепенно убывает и они выклиниваются. Зандры – отложения блуждающих талых вод. Ширина зандра имеет потоки в неск.м, при усл., что вода могла спокойно оттекать от края ледника. Пески зандра – перемытая морена. В соврем.зандры – песчаные равнины, часто заболоченные и покрытые лесом. Если отток несвободный – фор-ся долинные зандры – широкие ложбины до 20км шириной, заполненные зандрами.
Если вода не могла оттекать – фор-ся обширные разливы, кот.сфор-ли ледник.озёра. Из-за подвижности края ледника площадь и конфигурация таких озёр непостоянна, они были короткоживущими в масштабах геол.времени. Там происходит фор-ние осадков – ленточных глин (сезонно-ритмичные осадки). Летняя ленточка более светлая, сильно опесчаненная, мощность до первых см. Зимняя ленточка тонкая )неск.мм), тёмная, глинястая.



39. Карст как рельефообразующий процесс, его основные закономерности и зонально-климатические типы.
Карст – совокупность специфических форм рельефа и особенностей гидрографии в областях, сложенных растворёнными г.п.
Условия:
наличае растворённых пород.
присутствие жидкой воды
Карстовый процесс – это растворение водой г.п. и вынос р-ра. Этот процесс почти исключительно денудационный.
Карст.аккумуляция встречается редко и проявляется в образовании натёчных форм. Растворяющая способность воды увеличивается при её подкислении. Оно происходит за счёт углекислоты.
Большое значение для картс.процессов имеют хар-ки карстующ.породы: трещеноватость, чистота известников от примесей, мощность. Карстовый процесс протекает одновременно на пов-ти и под землёй.
3 гидрологические зоны внутри карст.массива:
1. зона аэрации
2. зона периодически полного насыщения
3. горизонт циркуляции
С каждой из этих зон могут быть связаны карстовые источники. Чаще всего карстовые источники наблюдаются на склонах. Источники верхних двух зон временные. Карстовые источники 3-ей зоны мощные и постоянные, называются воклюзами. Вокруг них нередко образуются отложения известкового туфа.

40. Поверхностный и подземный карстовый рельеф.

Карсты бывают поверхностные и подземные.
Поверхностные:
голые – карстующ.породы находятся непосредственно на пов-ти.
покрытые – чаще встречаются в пределах равнин. Карстующееся порода перекрыта тонким чехлом рыхлых наносов – аллювий, ледниковые отложения.
Типичен целый ряд форм рельефа:
кары – в условиях голого карста, борозды поверхностного растворения и протягиваются вниз по склону.
карстовые блюдца, карст.воронки, карст.колодца встречаются как в условиях голого, так и покрытого карста. В усл.голого карста блюдца и воронки явл.формами сугубо-поверхностного растворения. Колодца – формы провальные. Обр-ся в рез-те разрушения кровли над неглубоко залегающими подземными полостями. Хаар-ны отвесные склоны.
слепые овраги(увалы) – обр-ся в рез-те слияния соседних крупных воронок и колодцев.
полья – обширные плоскодонные депрессии(углубления), площадью кв.ки, дес.кв.км, могут иметь карстовую и некарстовую природу.
каньон – склоны очень крупные, вплоть до отвесных и со временем не выполаживаются.
слепые речные долины – обр-ся у рек, кот.ныряют под землю.
карстовые пещеры
этажный карст – неск.галерей пещер расположены одна над другой.


41. Береговая зона: закономерности развития и основные рельефообразующие процессы в ее пределах. Абразионные формы рельефа.
В едином абразионно-аккумулятивном процессе развития берегов выделяют продольную и поперечную направленность. продольная представлена в основном береговой абразией, вдольбереговым перемещением наносов и их аккумуляцией, поперечная-донной абразией, поперечным перемещением материала и аккумуляцией его в виде разных аккумулятивных форм(баров,береговых валов и тд)
Выравнивание рельефа осуществляется в основном в начальный период развития береговой зоны при подъеме и только что установившемся после него положения уровня моря в результате береговой абразии.
Рельефообразующий эффект преобладающих вдольбереговых абразионно-аккумулятивных процессов максимально проявляется в уничтожении поперечно направленных по отношению к береговой зоне форм субаэрального происхождения, главным образом речных долин и их водоразделов.
Вслед за ингрессией-неглубоким проникновением морских вод в приустьевые участки речных долин в ходе собственно трансгрессии береговая зона выравнивается за счет срезания мысов, расположенных на стыке водоразделов с берегом, а также заполнения бухт.
Чем глубже долины, тем интенсивнее их низовья заполняются морскими и аллювиальными отложениями. Чем выше водоразделы, тем больший объем пород срезается с ним береговой абразией.
С прекращением береговой абразии в абразионно-аккумулятивном процессе наступает стадия выполаживания, те начинает преобладать его поперечная направленность. Донная абразия, поперечное перемещение и аккумуляция ее продуктов преобразуют профиль продольного склона.
Поперечно направленные процессы обуславливают трансформацию поперечного профиля
В полном цикле абразионно-аккумулятивного волнового выравнивания береговой зоны выделяют 2 последовательные стадии: выравнивание и выполаживание.

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

43. Типы пустынь, закономерности рельефообразования в каменистых, глинистых и солончаковых пустынях.
По рельефу пустыни разделяются на горные и равнинные,а по хар-ру поверхностных образование на каменистые(гамады), песчаные,глинистые и глинисто-солончаковые.в горных пуст.преобл.аридная денудация.рельеф г.пуст.хар-ся чередованием возвышенных массивов и впадин-больсонов.(Долина Смерти в большом Бассейне США).бальсоны приурочены к опущенным тектоническим блокам или приразломным прогибам.их плоское днище может распологаться ниже уровня моря и явл.местным базисом денудации.оно постепенно заполняется наносами-в срединной части бальсона возникает глинисто-солончаковая пустыня часто с мелководным периодически затопляемым водой озером,кот обр-ся после прошедших в горах ливней.
Рельеф равнинных каменистых пустынь преобладает с С.Америке(сахара).среди них различают 2 подтипа-гамаду и серир.гамады с поверхности сложены неокатанными обломками разной крупности:от дресвы и щебня до глыб.эти обломки-неперемещенные продукты физического выветривания коренных порд.более мелкие частицы выдуваются ветром.гамады хар-ны для возвышенных равнин и лишены сомкнутой растительности.это наиболее бесплодный тип пустынь.сериры занимают пониженные участки рельефа пустынь,расположенные вдоль долин древних рек,и сложены некрупным хорошо окатанным гравийно-галечным материалом.
Глинистый грунт в пустынях может быть результатом выветривания порд(известняков,мергелей)-таково происхождение,напр,глинистых пустынь плато Устюрт.Глинистые пуст.наблюд-ся на днищах больносов и в понижениях среди песчаных или каменистых пустынь.хар-ное образование в глинистых пустынях-такыры-плоские замкнутые понижения,днище кот.покрыто твердой глиняной коркой,растрескивающейся при высыхании на множество полигонов и частично отслаивающейся по краям от остального грунта.
Самые низкие участки посреди пустынь-глинисто-солончаковые.солончаки нередко предст.собой дно пересохшего соленого озера.в этом случае может возникнуть соляная равнина с поверхностью гладкой,образованной горизонтальным пластом соли,или неровной,осложненной»соляными торосами»деформированной поверхностью из-зи увеличения объема пласта в ходе кристаллизации.

44. Рельефообразование в песчаных пустынях, эоловый рельеф.
В песчаных пустынях наиболее значительная геоморфологическая роль ветра проявилась в эоловом рельефообразовании.Песчаные пустыни распространены очень широко.В Сахаре из называют эргами,в Аравии–нефудами,в Ср.Азии-кумами.Песок в песч.пуст.может быть продуктом выветривания скальных г.п., но чаще имеет аллювиальное или озерное происхождение.песчаная толща лишь в верхнем части переработана ветром.нижние горизонты сохраняют текстуру аллювиальных или озерных отложений.к эоловым процессам относятся корразия,дефляция,эоловый перенос и эоловая аккумуляция.ветровая корразия-обтацивание песком и пылью ветрового потока всех препятствий,состоящих из плотных порд.корразия принимает основное участие в формировании причудливых каменных останцов(грибовидные скалы,»каменные города»),шлифует пустынный загар,способствует развитию каменных решеток и отдельных ниш.дефляция-выдувание и развевание рыхлого грунта.корразия и дефл.придают облику пустынных денудационных форм характерные резкие угловатые очертания.в глинистых грунтах в рез-те коррадирующего и дефляционного воздействия могут возникнуть ориентированные по направлению господствующего ветра системы неглубоких(1-1.5м)борозд и разделяющих их острых гребней.эолово-аккум рельеф чрезвычайно разнообразен.на земном шаре нет 2х песч.пустынь с одинак.комплексом аккум.форм,называемых дюнами.и даже в пределах 1 пустыни формы рельефа и их размеры сильно различаются.это разнообразие опред-ся:режимом ветров,мощностью песчаных отложений,степенью закрепления песков растительностью и физико-географическимиособенностями территории.













Заголовок 315

Приложенные файлы

  • doc 23646647
    Размер файла: 223 kB Загрузок: 0

Добавить комментарий