Всё для Учёбы — студенческий файлообменник
1 монета
pdf

Студенческий документ № 040958 из РГГРУ (МГРИ) им. Орджоникидзе

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ

ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

"РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫЙ

УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ СЕРГО ОРДЖОНИКИДЗЕ" МГРИ-РГГРУ

КАФЕДРА ОБЩЕЙ ГЕОЛОГИИ И ГЕОЛОГИЧЕСКОГО КАРТИРОВАНИЯ

Лекции по дисциплине

"ГЕОМОРФОЛОГИЯ И

ОСНОВЫ ЧЕТВЕРТИЧНОЙ ГЕОЛОГИИ"

Направление подготовки - Прикладная геология

Подготовлены

доцентом каф. общей геологии и геокартирования

Лаптевой А.М.

Москва 2015

Содержание

ГЕОМОРФОЛОГИЯ ..................................................................................................................... 4

ВВЕДЕНИЕ ................................................................................................................................. 4

ТЕМА I. ОСНОВНЫЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ И ФАКТОРЫ

РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ ...................................................................................................... 6

ТЕМА II. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О РЕЛЬЕФЕ ....................................................................... 14

ТЕМА III. ЭКЗОГЕННЫЙ РЕЛЬЕФ КОНТИНЕНТОВ ....................................................... 21

Тема 1. Выветривание .......................................................................................................... 21

Тема 2. Склоны: склоновые процессы и рельеф склонов ................................................. 28

Тема 3. Флювиальный формы рельефа ............................................................................... 43

Тема 4. Геоморфология морских побережий ..................................................................... 66

Тема 5. Геоморфология районов платформенных и горных оледенений ....................... 79

Тема 6. Криогенный рельеф ................................................................................................. 92

ТЕМА IV. РЕЛЬЕФ КОНТИНЕНТОВ ................................................................................. 106

Тема 1. Неотектонический этап развития территории .................................................... 106

Тема 2. Общие черты рельефа Земли ................................................................................ 110

ТЕМА V. ОСНОВЫ ЧЕТВЕРТИЧНОЙ ГЕОЛОГИИ ........................................................ 126

Темы "Карстовые и суффозионные формы рельефа", "Эоловый рельеф", "Возраст рельефа и методы его определения", "Геоморфологическая графика", "Методы четвертичной геологии", и "Карты четвертичных отложений" - на самостоятельное изучение.

РЕКОМЕНДУЕМАЯ ЛИТЕРАТУРА:

1. Макарова Н.В., Суханова Т.В. Геоморфология. М., КДУ, 2007

2. Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М., Наука, 2006

3. Чистяков А.А., Макарова Н.В., Макаров В.И. Четвертичная геология. М., Геос, 2000

ДОПОЛНИТЕЛЬНАЯ ЛИТЕРАТУРА:

1. Динамическая геоморфология / Под ред. Г.С.Ананьева, Ю.Г.Симонова, А.И.Спиридонова. М., изд-во МГУ, 1992.

2. Костенко Н.П. Геоморфология. М., Изд.МГУ, 1999. 383 с.

3. Спиридонов А.И. Геоморфологичесое картографирование. М., Недра, 1985. 183 с.

4. Корчуганова Н.И. Новейшая тектоника с основами современной геодинамики. Методическое руководство - М.: Геокарт, ГЕОС, 2007. 354 с.

ИСТОЧНИКИ, ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ ПРИ ПОДГОТОВКЕ ЛЕКЦИЙ:

1. Борисов Б.А. О дальнейшем усовершенствовании общей шкалы квартера для детализации карт четвертичных отложений, входящих в комплекты госгеолкарты РФ. // Общая стратиграфическая шкала России: состояние и перспективы обустройства. Сб.ст. М., ГИН РАН, 2013.

2. Борисов Б.А. О необходимости введения в общую стратиграфическую шкалу России новой таксономической единицы "подраздел". Региональная геология и металлогения. 2014, №57.

3. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология: формирование склонов. М., Изд-во МГУ, 1971.

4. Гляциологический словарь // Под ред. В.М.Котлякова. Л., Гидрометеоиздат, 1984.

5. Динамическая геоморфология // Под ред. Г.С.Ананьева, Ю.Г.Симонова, А.И.Спиридонова. М., изд-во МГУ, 1992.

6. Жамойда А.И. Общая стратиграфическая шкала, принятая в СССР - России. Её значение, назначение и совершенствование. Общая стратиграфическая шкала России: состояние и перспективы обустройства. Сб.ст. М., ГИН РАН, 2013.

7. Корчуганова Н.И. Новейшая тектоника с основами современной геодинамики. Методическое руководство. М., Геокарт, ГЕОС, 2007.

8. Костенко Н.П. Геоморфология. М., Изд.МГУ, 1999.

9. Леонтьев О.К. Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М., Высшая школа, 1979.

10. Макарова Н.В., Суханова Т.В. Геоморфология. М., КДУ, 2009.

11. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. М., Географический факультет МГУ, 2003.

12. Райс. Р.Дж. Основы геоморфологии. М., Прогресс, 1980.

13. Романовский Н.Н. Основы криогенеза литосферы. М., Изд-во МГУ, 1993.

14. Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М., Наука, 2006.

15. Стратиграфия СССР. Четвертичная система (полутом 1). М., Недра, 1982.

16. Уошборн А.Л. Мир холода. Геокриологическое исследование. М., Прогресс, 1988.

17. Чистяков А.А., Макарова Н.В., Макаров В.И. Четвертичная геология. М., Геос, 2000.

18. Encyclopedia of Geomorphology. Ed. by A.S. Goudie. London and New York. Routledge, Taylor & Francis Group, 2006.

19. Huggett R.J. Fundamentals of Geomorphology. Second Edition. London and New York. Routledge, Taylor & Francis Group, 2007.

В качестве источников графических и фотоматериалов также использованы тематические сайты и открытые фотогалереи в сети Internet.

ГЕОМОРФОЛОГИЯ

ВВЕДЕНИЕ

СЛАЙД 1 Геоморфология - наука о рельефе земной поверхности, его строении (внешнем облике, морфологии), происхождении, истории развития и современной динамики.

Объектом геоморфологии является рельеф - совокупность неровностей земной поверхности, разных по очертаниям, размерам, происхождению, возрасту и истории развития. Геоморфология имеет дело с так называемой географической, или ландшафтной, оболочкой Земли - весьма динамичной и сложной "сферой", формирование и развитие которой происходит под совместным воздействием внутренних сил Земли и космических источников энергии. Здесь соприкасаются, проникают друг в друга и взаимодействуют литосфера, атмосфера, гидросфера, криосфера, биосфера, выделенная В.И.Вернадским ноосфера и техносфера.

Цель геоморфологии - познание законов развития рельефа и использование выявленных закономерностей в практической деятельности человеческого общества.

Основные задачи геоморфологии:

• изучение морфологии (внешнего облика) рельефа;

• определение происхождения (генезиса) рельефа;

• определение возраста рельефа;

• определение современного состояния рельефа;

• определение динамики изменений рельефа.

СЛАЙД 2

Значение изучения рельефа для практических целей Изучение рельефа необходимо практически во всех отраслях геологии:

при инженерно-геологических изысканиях - поскольку строительство граждан-

ских, промышленных и инфраструктурных объектов любого масштаба (жилых зданий, промышленных сооружений, дорог, мостов, атомных и гидроэлектростанций и т.д.) ведется на поверхности, а в ряде случаев - внутри различных форм рельефа. Изучением рельефа для строительства и безопасного использования различных инженерных сооружений занимается инженерная геоморфология. При этом необходимо знать не только поверхностный, но и погребенный рельеф (карст, древние долины и т.д.) и учитывать его возможное негативное влияние на объекты строительства; при гидрогеологических изысканиях (для водоснабжения, ирригации, регулирова-

ния русел рек и др.) - поскольку положение водоносных горизонтов, особенно грунтовых вод, зависит от рельефа и новейших тектонических движений; при экологических изысканиях - при выборе мест для захоронения токсичных и радиоактивных отходов, сброса технических вод, размещения полигонов захоронения твердых бытовых и промышленных отходов, прогноза загрязнения окружающей среды и развития опасных процессов - оползания, обваливания, подтопления, карста и др.; при прогнозе и поисках месторождений полезных ископаемых:

• с рельефом и его развитием (прежде всего - с речными долинами и морскими побережьями) напрямую связаны формирование и локализация россыпных месторождений (занимается геоморфология россыпей);

• с речными, ледниковыми, морскими и некоторыми др. формами рельефа связаны месторождения некоторых строительных материалов (пески, песчано-гравийные смеси, глины);

• к погребенным формам рельефа (руслам и дельтам рек, озерным впадинам, морским побережьям, рифовым постройкам и др.) и к тектоническим структурам, которые могут проявляться в современном рельефе, приурочены многие нефтегазовые и угольные месторождения; при изучении новейшей и современной тектоники и геодинамики отдельных регионов. Рельеф - чуткий индикатор процессов, протекающих в земной коре. Он прямо или косвенно отражает новейшие тектонические структуры; в нем отражены морфология структурных форм, характер, скорость и время из развития, амплитуда движений, геодинамические условия формирования. Изучение сейсмодислокаций используется для оценки современной сейсмичности той или иной территории. Понимание современной тектонической обстановки, индикатором которой часто являются геоморфологические признаки, чрезвычайно важно при строительстве, прежде всего - опасных объектов; при картировании и стратификации четвертичных отложений - поскольку

каждый генетический тип континентальных четвертичных отложений образует собственную, присущую только ему аккумулятивную форму рельефа; при изучении других планет - подобие земных и инопланетных форм рельефа позволяет по принципу аналогий установить строение и историю развития других планет. Так были составлены геологические, тектонические и геоморфологические карты Луны, Марса, Венеры и Меркурия. В ряде случаев открытия, сделанные на других планетах, дают ключ к пониманию некоторых событий в истории Земли.

ТЕМА I. ОСНОВНЫЕ РЕЛЬЕФООБРАЗУЮЩИЕ ПРОЦЕССЫ И ФАКТОРЫ РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Процесс - последовательная смена состояний объекта (например, вещества или структуры земной коры) во времени, представляющая единое движение.

Фактор - причина, движущая сила какого-либо процесса, определяющая его характер или отдельные его черты или одно из его условий. Факторы вызывают или приводят в действие процессы. В свою очередь, одни процессы могут являться факторами для других процессов.

Итак, рельеф земной поверхности представляет собой совокупность ее неровностей. При этом он занимает особое место в строении Земли, поскольку одновременно является поверхностью раздела и поверхностью взаимодействия различных оболочек земного шара - литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы. Поэтому рельефообразование представляет собой самостоятельный сложный процесс.

СЛАЙД 3

Факторы рельефообразования

Если рельефообразование рассматривать как самостоятельный процесс, то процессы, непосредственно влияющие на форму земной поверхности, будут являться его факторами. По положению относительно земной поверхности эти процессы подразделяются на эндогенные и экзогенные.

Из всего комплекса эндогенных процессов значение для рельефообразования имеют только те, которые влияют на формирование твердой поверхности Земли. Это, главным образом, механические движения литосферы и ее отдельных частей и сопутствующие им тектонические деформации, а также явления магматизма и метаморфизма [см.далее].

Под экзогенными факторами рельефообразования понимаются процессы выветривания, денудации и аккумуляции, объединенные понятием экзогенных процессов. Под их действием происходит непрерывное образование вещества, его перенос и отложение с образованием форм рельефа [см.далее].

Главное исходное положение современной геоморфологии гласит: "рельеф формируется и развивается в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов".

Непосредственное влияние на форму земной поверхности также оказывают космогенные факторы - процессы, обусловленные метеоритными бомбардировками, формирующими импактные кратеры и астроблемы. Некоторые из них имеют весьма значительные размеры. По имеющимся данным, за последние 500 млн лет на Землю упало более 5 тыс.метеоритов, способных образовать кратеры диаметром более 5 км. Сейчас на Земле насчитывают около 80 астроблем - преобразованных экзогенными процессами древних метеоритных кратеров. Одним из первых был обнаружен и детально описан средний по размерам Аризонский кратер - чашеобразная впадина диаметром 1,2 км, окаймленную валом высотой 45-50 м.

Кроме того, существуют факторы, которые не участвуют в формировании рельефа непосредственно, но влияют на него, определяя набор рельефообразующих процессов, степень интенсивности и пространственную локализацию их воздействия.

Во-первых, это особенности геологического строения - вещественный состав и строение пород и геологические структуры, созданные тектоническими движениями.

Различия в вещественном составе отражаются на свойствах пород и, как следствие, на их устойчивости к внешним силам. По этому критерию породы подразделяются на стойкие и не стойкие (по отношению к выветриванию), податливые и не податливые (по отношению к воздействию различных экзогенных сил). Большое значение имеют степень проницаемости пород, их растворимость, просадочность и др. Как правило, устойчивые породы образуют положительные формы рельефа, а менее стойкие - отрицательные.

Геологические структуры определяются пространственными соотношениями пород, слагающих тот или иной участок земной коры. Как будет детально рассмотрено далее, благодаря избирательности денудации, контролируемой свойствами горных пород, может происходить препарирование геологических структур; тогда возникают формы, облик которых в значительной мере определен типом структур.

Во-вторых, это климатические условия. Они в основном влияют на экзогенные процессы, определяя их генетические типы и, отчасти, интенсивность воздействия на земную поверхность. Особенно велико их влияние на выветривание, в меньшей степени - на скорости сноса и накопления [см.далее].

В-третьих, это время - оно определяет такие важные параметры рельефа и тектонических деформаций как: возраст, неравномерность морфологического становления структурных форм, их уничтожение экзогенными процессами и др. Солнце и планеты развиваются во времени направленно и практически необратимо. На Земле эндогенные, экзогенные процессы и климат неоднократно изменялись во времени; их рельефообразующий эффект зависит как от скорости протекания, так и от длительности и последовательности изменений. Поэтому время необходимо учитывать при оценке любых геоморфологических явлений. [Детали - на самостоятельную проработку]

Еще два фактора играют двоякую роль - они могут участвовать в формировании рельефа непосредственно, создавая специфические формы рельефа, а могут - косвенно, влияя на протекание тех или иных рельефообразующих процессов. К ним относятся: биологические факторы, или биота - совокупность всей органической жизни Земли. Она "пронизывает" нижнюю часть атмосферы, гидросферу и верхнюю часть литосферы. Составляющие ее живые организмы и мертвая органическая материя участвуют в формировании рельефа Земли либо непосредственно - создавая биогенные формы рельефа и биологические тела, либо опосредованно - изменяя физические и химические свойства горных пород, воздушной и водной оболочек планеты. [Детали - самостоятельно]; человеческая цивилизация, с развитием которой возник новый фактор рельефо-

образования - антропогенный. Необходимость его выделения обусловила масштабность воздействия человека на рельеф, особенно - в последние 200-300 лет, а в XX-XXI веках ставшего грандиозным. Если в исторический период, предшествовавший активному использованию технических средств формы рельефа, созданные человеком, можно было относить к зоогенным, то по мере развития научно-технического оснащения человек вышел на принципиально новый уровень воздействия на рельеф. [Детали - самосточтельно].

Остановимся на наиболее значимых из перечисленных факторов.

СЛАЙД 4

Эндогенные факторы

Как уже отмечалось, из эндогенных процессов наибольшее значение для рельефообразования имеют механические движения литосферы и ее отдельных частей, а также явления магматизма, метаморфизма. Совместно они приводят к развитию тектонических деформаций (и пликативных - складчатых, и дизъюнктивных - разрывных), которые внешне выражаются (ослабленно и искаженно) в возникновении, развитии и отмирании различных неровностей поверхности Земли. Причем морфологический эффект эндогенного воздействия на рельеф прочно связан с деятельностью экзогенных процессов. Поэтому структурные формы, выраженные в рельефе на самом деле являются полигенными образованиями, т.к. они всегда в какой-то мере искажены экзогенными процессами.

[Рельефообразующую роль конкретных эндогенных процессов - самостоятельно]

Один из важнейших результатов действия эндогенных процессов - формирование первичных неровностей твердой поверхности Земли (т.е. тектонически обусловленных поднятий и впадин). Именно тектонические движения и вызванные ими деформации земной коры распределяют положительные и отрицательные формы на поверхности Земли.

Создавая положительные и отрицательные формы, эндогенные процессы определяют размах высот на земной поверхности и, тем самым, создают запасы потенциальной гравитационной энергии. Эта энергия - главная причина перемещения потоков рыхлого вещества, которые характеризуют экзогенное рельефообразование.

На ход экзогенных процессов прямое влияние оказывают эндогенное тепло, ювенильные воды, газы и вулканические извержения. На их протекание также влияют площадные соотношение моря и суши, содержание CО2 и аэрозолей в атмосфере, которые меняюся под действием эндогенных процессов.

СЛАЙД 5

По своему воздействию на земную поверхность эндогенные факторы могут быть подразделены на статические (пассивные) и динамические (активные).

К основным статическим эндогенным факторам относятся неразвивающиеся (мертвые) структурные формы (СФ), созданные деформацией пород, и параметры, определяющие их внешнее выражение - свойства пород, слагающих данные формы, и глубина денудационного среза.

К главным динамическим эндогенным факторам относятся развивающиеся (живые) СФ и параметры, определяющие их развитие - скорость, направление движения и др.

Выражение в рельефе "мертвой" СФ определяется сочетанием трех параметров: ? типом тектонических деформаций;

• устойчивостью пород, ее слагающих, и последовательностью их чередования;

• глубиной денудационного среза в современную эпоху.

Морфологическое выражение развивающейся СФ зависит от:

А - статических параметров - глубины денудационного среза, устойчивости и последовательности чередования слагающих ее пород;

Б - комплекса динамических параметров: типа развивающейся деформации и характеристик ее механических перемещений.

Сочетания живых и мертвых СФ весьма разнообразны; наиболее распространены мозаичные СФ - поднятия и впадины, включающие отмершие деформации.

СЛАЙД 6

Выраженность структурных форм в рельефе Условия выраженности "мертвых" деформаций в рельефе:

• общие поднятия территории,

• чередование пород с различной устойчивостью процессам денудации в современном денудационном срезе.

Наличие общих поднятий - эндогенный фактор, который обеспечивает энергией процессы избирательной денудации и препарирования в рельефе мертвых СФ. Общие поднятия - единственные возможные, но недостаточные условия морфологического становления мертвых СФ. Для этого также необходимо присутствие в разрезе пород различной прочности. В роли "проявителя" деформации выступает устойчивость пород, благодаря которой мертвая СФ может на какое-то время возродиться в рельефе.

Глубина денудационного среза может определять прямое или обращенное выражение деформаций.

Необходимым условием выраженности в рельефе живых деформаций является преобладание скорости вертикальной составляющей тектонических движений над нивелирующим действием экзогенных процессов. Большое значение имеет общий характер движений, особенно при несовпадении знаков общих и частных вертикальных перемещений (например, при развитии частного поднятия в области общего погружения).

Живые структурные формы не будут иметь морфологического выражения в условиях динамического равновесия, т.е. полной компенсации эндогенных процессов экзогенными при любых параметрах общих движений.

СЛАЙД 7

Вещественно-структурные особенности субстрата

Слои прочных и стойких осадочных пород, отпрепарированные (т.е. очищенные от перекрывающих отложений) в ходе денудации, выступают в роли бронирующих слоев, которые образуют ровные поверхности (соответствуют кровле бронирующего слоя) и защищают от разрушения подстилающие образования. Отпрепарированные бронирующие слои создают в рельефе формы, тождественные тектоническим деформациям, а чаще - их отдельным элементам (сводам антиклиналей, ядрам синклиналей, крыльям складок и др.).

Угол наклона отпрепарированных бронирующих слоев определяет тип образующихся денудационных форм.

При горизонтальном и почти горизонтальном залегании (0-2°) образуются плато, характерные для областей общих равномерных поднятий денудационных равнин платформенных областей.

При моноклинальном залегании пород и на крыльях складок возникают

• куэсты, или квесты (угол наклона 15°) - генетически связаны со складчатыми сооружениями.

Если в центральной части складки выходят устойчивые породы, образуются вогнутые плато и своды.

СЛАЙД 8

Глубина денудационного среза

В значительной степени вещественно-структурные особенности субстрата определяются глубиной денудационного среза. В геоморфологии он рассматривается как статический фактор, сформировавшийся к современной эпохе.

Выделяются денудационные срезы 4-х типов:

I - в неуплотненных недислоцированных молодых отложениях (формируются слабо холмистые поверхности водоразделов, ограниченные склонами речных долин);

II - в нормальных уплотненных недислоцированных осадочных породах с отдельными бронирующими слоями (рельеф плато и куэст);

III - в нормальных уплотненных дислоцированных осадочных породах (возвышенности, тождественные бронированным сводам и крыльям);

IV - в магматических и метаморфических породах фундамента (разнообразные формы скалистых возвышенностей и ущелистых долин).

СЛАЙД 9 (фото) Гора Длинная - столовая гора.

СЛАЙД 10 (фото) Гора Беш-Кош. Палеогеновая куэста.

СЛАЙД 11 (фото)

Куэстовые гряды на крыле Качинского антиклинорного поднятия. Обратить внимание на вскрытые стратиграфические уровни, маркированные бронирующими слоями.

СЛАЙД 12 (фото) Обращенный рельеф ядра Качинского антиклинорного поднятия.

СЛАЙД 13 (фото)

Рельеф моноклинальных гряд. Южный борт Ферганской впадины. Бронирующие слои - известняки, заключенные в глинах, мергелях и слабо сцементированных песчаниках. Возраст - эоцен.

СЛАЙД 14 (фото)

Бронированный свод, образованный терригенными отложениями мезозоя. В крыле складки - меловые отложения, в ядре - юрские. Южный борт Ферганской впадины.

СЛАЙД 15-16 (фото)

Южный борт Ферганской впадины. Проявления слоистости в юрско-меловых терригенных отложениях в рельефе.

СЛАЙД 17

Экзогенные факторы

Как уже говорилось, 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.

На поверхности суши, в эпиконтинентальных морях, озерах, реках выделяются две основные обстановки развития экзогенных процессов: субаэральная (наземная) и субаквальная (подводная).

Выветривание - сочетание процессов разрушения горных пород, слагающих земную поверхность под воздействием Солнца и внешних оболочек Земли. Выветривание подготавливает материал для дальнейшей денудации и аккумуляции. По характеру воздействия на породы субстрата оно подразделяется на физическое (приводит к дезинтеграции исходной породы без ее вещественного изменения) и биохимическое (приводит в вещественному изменению исходной породы; в процессе участвует органическое вещество).

Денудация - совокупность процессов сноса и переноса продуктов разрушения горных пород в пониженные участки земной поверхности, где происходит их накопление; по общему характеру воздействия - процесс снижения земной поверхности. Подразделяется на общую, или плоскостную, и линейную, развивающуюся избирательно.

Аккумуляция - процесс накопления рыхлого материала (как минерального, так и органического) на поверхности суши или дне водоемов; приводит к повышению земной поверхности. Может быть региональной и локальной.

Таким образом, происходит синхронное, но разобщенное в пространстве образование денудационных и аккумулятивных форм рельефа. Процесс одновременного образования экзогенных форм рельефа и рыхлых отложений называется морфолитогенез.

Совместное действие денудации и аккумуляции приводит к выравниванию земной поверхности, поэтому по совокупному эффекту их воздействия на рельеф ониназываются нивелирующими.

Генетические типы денудации и аккумуляции зависят от физико-географической обстановки; возникновение процессов, их скорость и продолжительность полностью соответствуют источникам энергии.

СЛАЙД 18

Экзогенные рельефообразующие процессы - следствие гравитационной неустойчивости горных пород, обусловленной существованием неровностей земной поверхности.

Исходя из этого, все экзогенные процессы можно объединить в два класса:

1. включает процессы движения грунтовых потоков на склонах, когда неустойчивость масс определяется соотношением сил сдвига и сил трения. Это: o движение на склоне связанных и несвязанных частиц и их грунтовых масс при толщине движущегося слоя намного меньшей пути их перемещения (осыпание, сползание, течение);

o движение на склоне связанных и несвязанных частиц в виде массивов или слоя, толщина которых соизмерима с длиной пути их перемещения (обвалы, осовы, блоковые оползни, отседания);

o движения на склонах и междуречьях в виде массивов горных пород или слоя пород, толщина которых значительно превышает длину пути перемещения (расседание междуречий из-за преобладания сил растяжения - сил бокового отпора, с формированием трещин расседания в массивах горных пород).

2. объединяет группы процессов, для которых главным рельефообразующим агентом являются природные среды, гравитационно неустойчивые в приповерхностной части Земли. Приходя в движение, они транспортирует рыхлое вещество и создает как денудационные, так и аккумулятивные формы рельефа. Это:

o движения воздушных масс; o движения водных масс;

o движения масс снега и льда

Мы отмечали влияние эндогенных процессов на экзогенные. Обратное воздействие - влияние экзогенных процессов на эндогенные - изучено хуже, хотя должно быть существенным. Так, если крупные положительные формы рельефа возникают вследствие изостазии1, то их денудация должна облегчать "всплывание", а аккумуляция наносов во впадинах, создав дополнительное давление на опускающиеся блоки земной коры, должна ускорить их погружение. Необходимо упомянуть эффект гляциоизостазии, связанной с возникновением и исчезновением ледниковых покровов [см.далее].

СЛАЙД 19

Итак, главной причиной проявления и эндогенных, и экзогенных процессов является гравитационная неуравновешенность вещества в недрах и на поверхности Земли.

Эндогенные факторы создают разноранговые поднятия и впадины - абсолютные и относительные превышения одних участков земной поверхности над другими. Эти превышения обеспечивают потенциальную энергию для нивелирующих процессов.

Перевод потенциальной энергии в кинетическую энергию перемещения материала с более высокого уровня на низкий осуществляет сила тяжести.

Денудация и аккумуляция могут происходить только в соответствии с запасом потенциальной энергии, т.е. до полного уничтожения структурно обусловленных неровностей.

Таким образом, в геоморфологическом аспекте эндогенные факторы являются порождающими неровности земной поверхности, а экзогенные факторы - нивелирующими. Денудация и аккумуляция протекают только при наличии неровностей земной поверхности и прекращаются при их уничтожении. При этом сами по себе неровности не обеспечивают развития сноса и накопления - необходима благоприятная физико-географическая обстановка.

Скорость и длительность процессов денудации и аккумуляции зависят также от длительности и скорости "роста" тектонических поднятий и впадин. Эти соотношения определяют и причинно-генетические зависимости между эндогенными и экзогенными процессами, при которых причиной и источником энергии являются рельефообразующие движения литосферы, а следствием - нивелирующие процессы.

В зависимости от соотношения эндогенных и экзогенных факторов степень выравнивания может быть различной - от незначительного искажения поднятий и впадин до полного их уничтожения.

СЛАЙД 20

Климат как фактор рельефообразования

Климат обусловливает характер и интенсивность процессов выветривания и, в значительной мере, характер денудации, т.к. от него зависит набор и степень интенсивности действующих экзогенных сил. Он влияет на рельефообразование как непосредственно, так и опосредованно - через гидросферу, почвенно-растительный покров и т.д.

Рассмотрим особенности рельефообразующих процессов в разных климатических обстановках.

Нивальный климат - для всех сезонов года характерны осадки в твердом виде и в количестве большем, чем может растаять и испариться в течение короткого лета. Накопление снега приводит к образованию снежников и ледников. Основными рельефообразующими факторами являются снег и лед в виде движущихся ледников. На открытых участках развиваются интенсивные процессы физического (морозного) выветривания. Существенное влияние на формирование рельефа оказывает многолетняя мерзлота.

Климат субарктического пояса и резко континентальных областей умеренного пояса - характеризуется продолжительными и суровыми зимами, холодным летом, небольшим (3000 м.

Рельеф гор зависит от абсолютных высот, геологического строения и географического положения. Для гор характерны: высотная поясность ландшафтов и ярусность рельефа, обусловленные вертикальной поясностью климата и рельефообразующих процессов. Наиболее четко поясность проявляется в высоких горах низких широт.

СЛАЙД 6

Главные особенности морфологии рельефа Земли помогает понять гипсографическая кривая, на которой отображены статистические подсчеты площадей, занимаемых определенными высотными ступенями, сделанные по гипсометрическим картам (по оси ординат - высота суши и глубина океанов, по оси абсцисс - площади соответствующих ступеней). На ней четко выделяется два уровня:

• материковый - занимает 30% поверхности и располагается между отметками +1000 и -200 м со средней высотой +875 м, в строении которого участвует кора континентального типа,

• океанический - занимает 50% поверхности, располагается на глубинах от -3000 до -6000 м со средней глубиной -3800 м, в строении которого участвует кора океанического типа.

Остальную часть поверхности (20%) занимают средневысотные и высокие горы, глубоководные желоба. При этом участки суши высотой более 5000 м занимают лишь 0,3% земной поверхности, а горы выше 2000 м - только 2%. Среднегорья с высотами 1000-2000 м занимают порядка 5-6 %.

Для характеристики как рельефа Земли в целом, так и отдельных регионов, важное значение имеют не только средние, но и экстремальные отметки рельефа. Среди горных вершин выделяются Джомолунгма (Эверест), достигающая 8848 м, и Чогори - 8611 м. Самые глубокие впадины расположены в Тихом океане: Марианская - 11022 м, Тонга - 10882 м. В Атлантическом океане расположена впадина Пуэрто-Рико (-8385 м), Индийском океане - Яванская (-7450 м). Таким образом, максимальный размах высот на поверхности Земли - почти 20 км. При этом вычисленный средний уровень земной поверхности располагается на глубине -3440 м.

СЛАЙД 7

К морфометрическим характеристикам также относятся количественные характеристики расчлененности рельефа.

По густоте горизонтального расчленения (удаленности линий водоразделов от тальвегов эрозионных форм) выделяют:

• слабо расчлененный рельеф - 1000 м

• средне расчлененный рельеф - 500-1000 м

• значительно расчлененный рельеф - 100-500 м

• сильно расчлененный рельеф - 50-100 м

• очень сильно расчлененный рельеф 1000 м

По крутизне земной поверхности - см,далее [классификация склонов].

СЛАЙД 8

Генезис рельефа

Генезис рельефа не только важное, но и сложное понятие, т.к. в образовании большинства форм рельефа обычно принимают участие несколько процессов, находящихся в тесном взаимодействии. Процессы, с которыми связано возникновение данной формы, считаются ведущими; второстепенные процессы усложняют и видоизменяют ее при сохранении ее общих особенностей. Второстепенные процессы могут проявляться одновременно с ведущими или быть наложенными, т.е. проявляться после образования формы.

Рельеф формируется в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов.

Эндогенные и экзогенные процессы могут проявляться и как ведущие и как второстепенные. Так, наиболее крупные формы (планетарные, мега- и макроформы, в некоторых случаях - мезоформы) имеют эндогенное происхождение, более мелкие - экзогенное. Для горных тектонически активных областей наиболее характерна ведущая роль эндогенных процессов, в пределах равнин в большинстве случаев ведущими являются экзогенные процессы.

Экзогенные процессы могут как усложнять эндогенный рельеф, так и упрощать его. Характер воздействия экзогенных процессов на рельеф эндогенного происхождения в значительной степени определяется тенденцией развития рельефа (т.е. являются ли господствующими восходящие или нисходящие движения).

СЛАЙД 9

Генезис является главным классификационным признаком рельефа.

Впервые морфогенетическая классификация рельефа была предложена в начале XX века Оскаром Энгельном, который выделил три категории рельефа: геотектуры, морфоструктуры и морфоскульптуры. В дальнейшем эта классификация была усовершенствована И.П.Герасимовым и Ю.А.Мещеряковым; согласно ей, маштаб форм рельефа несет на себе отпечаток происхождения. При этом выделяются:

Геотектуры - самые крупные формы рельефа (планетарные и мегаформы), созданные космическими и планетарными силами.

Морфоструктуры - крупные формы земной поверхности, созданные под влиянием эндогенных и экзогенных процессов при ведущей и активной роли тектонических движений.

Морфоскульптуры - средние и мелкие формы рельефа, созданные при участии эндо- и экзогенных сил при ведущей и активной роли экзогенных сил. Столь общая классификация недостаточна при решении практических задач.

Еще одну классификацию предложил К.К.Марков, выделявший 4 типа рельефа:

• эрозионно-тектонический,

• структурный,

• скульптурный, ? аккумулятивный.

Первый тип соответствует геосинклинальным областям, второй и третий - платформенным, четвертый характерен для областей погружения земной коры как в геосинклинальных, так и платформенных областях.

Эта классификация также оказалась плохо применима для построения геоморфологических карт. Во-первых, выделение форм рельефа геосинклиналей и платформ страдало неопределенностью, т.к., согласно учению, геосинклинальные области после эпохи складчатости переходят в сооружения платформенного типа. Следовательно, далеко не все современные эрозионно-тектонические формы относятся к современным же геосинклиналям, а структурные или скульптурные - к платформам. На платформах часто расположены крупные горные сооружения, унаследованные от геосинклинальной стадии развития, а на молодых платформах представляют результат еще не утраченной подвижности.

Во-вторых, не был выдержан принцип классификации. Первый тип (эрозионнотектонических форм) выделен по тектоническому признаку, второй (структурных форм) - по структурно-литологическому, последние два - по характеру деятельности внешних рельефообразующих агентов. А в действительности, многие формы рельефа (например, куэсты) можно рассматривать и как эрозионно-тектонические, и как структурные, и как скульптурные. Следовательно, противопоставлять тектонические формы формам структурным, скульптурным или аккумулятивным не правильно.

СЛАЙД 10

Одной из первых "всеобъемлющих" генетических классификаций была классификация И.С.Щукина (1946 г.), предназначенная для составления обзорных геоморфологических карт. В ней автор исходит из того, что развитие рельефа в первую очередь определяется внутренней структурой, которая и положена в основу классификации. Для выделения наиболее мелких таксономических единиц системы (конкретных типов рельефа) привлекается климат.

Первоначально в классификации устанавливается 4 группы типов рельефа:

• первичного тектонического,

• выработанного,

• аккумулятивного ? денудационно-аккумулятивного.

Развивая свои взгляды, Щукин останавливается на понятиях тектонических и структурных форм рельефа.

К тектоническим отнесены морфологически юные, очень слабо затронутые денудацией формы рельефа, возникшие в результате деформаций земной коры. Выделено два типа первично-тектонического рельефа: тип складчатого и тип глыбового (сбросового) нагорья. Подобный рельеф в более или менее чистом виде встречается редко.

К структурным отнесены формы рельефа, которые полностью или частично ограничены отпрепарированными денудацией поверхностями бронирующих пластов или интрузивных тел. Структурные формы являются вторичными, образующимися из первично тектонических.

Выработанные формы рельефа обычно подразделяются по преобладающему денудационному фактору на водноэрозионные, ледниково-эрозионные, дефляционные и др. Однако форм, в образовании которых принимал участие только один фактор, практически нет. Как правило, несколько факторов действуют одновременно или чередуются.

И.С.Щукин выделял четыре основных структурных типа: столовую структуру, структуру слабо дислоцированных осадочных толщ, структуру интенсивной складчатости и сложную складчато-сбросовую структуру сильно метаморфизованного платформенного фундамента. Этим структурам соответствуют четыре основных генетических ряда форм выработанного рельефа.

На ранних стадиях развития рельефа каждого ряда преобладают структурные формы - более половины площади топографической поверхности представлено поверхностями прочных пластов или интрузивных тел, отпрепарированных денудацией. Это и другие особенности рельефа свидетельствуют о том, что он находится в стадии восходящего развития. При дальнейшем протекании эрозионного цикла, когда темп поднятия замедляется и наступает нисходящее развитие, структурные формы начинают разрушаться и могут быть полностью уничтожены. Рельеф переходит на стадию абсолютного господства аструктурных денудационных форм, т.е. форм, поверхность которых срезает структурные поверхности и не зависит от геологической структуры.

Со временем наряду с аструктурными формами все большее значение приобретают аккумулятивные образования. Рельеф переходит в стадию преобладания аструктурных и аккумулятивных форм.

Заключительной стадией цикла является выровненный рельеф, соответствующий понятию пенеплена, введенного У.Дэвисом [см.далее - тема "Склоны..."].

Группа аккумулятивных типов рельефа разделяется на 2 подгруппы: экзогенноаккумулятивных и эндогенно-аккумулятивных форм. В первую входят водноаккумулятивные, ледниково-аккумулятивные, эолово-аккумулятивные, псевдовулканические формы. Вторая представлена вулканическими ландшафтами.

Кроме того, различаются два типа денудационно-аккумулятивного рельефа.

Одним из достоинств этой классификации является ее глобальность - она охватывает все основные типы рельефа, распространенные на поверхности Земли. Всего было выделено 57 типов рельефа; для них были составлены краткие, но содержательные характеристики, в которых был обобщен и систематизирован большой фактический материал, ценный и с картографической, и с общегеоморфологичекой точки зрения.

При этом классификация И.С.Щукина строго генетическая. Ее особенность в том, что типы выработанного рельефа выделены, в первую очередь, по внутренней структуре. Выработанные формы противопоставляются не просто тектоническим, а первичнотектоническим, не затронутым или слабо затронутым денудацией. В классификации также подчеркивается значение выделения стадий развития рельефа. Структурный рельеф рассматривается как ранняя стадия эволюции выработанного рельефа, за которой следует стадия преобладания аструктурных форм. Таким образом, структурный рельеф не противопоставляется выработанному и рассматривается наравне с аструктурным рельефом.

Различая типы выработанного рельефа по их отношению к различным геологическим структурам, И.С.Щукин вынужден аккумулятивные формы делить по эндогенным и экзогенным рельефообразующим агентам. От этого его классификация теряет в своей стройности. Кроме того, при определении не только аккумулятивного, но и выработанного рельефа в первую очередь важно установить, какой процесс его сформировал, а если их было несколько, то какой среди них был главным. Специфика строения современной земной поверхности, проявляющаяся в мезо- и микроформах, прежде всего зависит от деятельности этих процессов. У.Дэвис, на которого И.С.Щукин ссылается, хотя и считал геологическую структуру одним из главных факторов рельефообразования, все же в основу своих построений брал процесс.

Устанавливая стадии развития рельефа, И.С.Щукин исходил из того, что земная поверхность сначала испытывает быстрое поднятие, а затем происходит длительная денудация в условиях стабильности земной коры, которая заканчивается образованием пенеплена. Однако в действительности характер движений земной коры может быть различным. Интенсивному поднятию часто предшествует очень медленное поднятие, в условиях которого может наблюдаться обратная последовательность чередования форм рельефа: сначала образуются аструктурные формы, которые при ускоренном поднятии и усиливающейся денудации сменяются структурными формами. Кроме того, рельеф не всегда проходит через стадию преобладания структурных форм - для этого должны выполняться соответствующие условия, прежде всего - литологические.

Можно найти и другие недостатки разработанной И.С.Щукиным классификации. Тем не менее, она сыграла большую роль в развитии геоморфологии.

СЛАЙД 11

Посмотрим на современные подходы к классификации рельефа при его картированнии.

При мелкомасштабном картировании (1:500 000 и мельче) используется морфогенетический принцип с выделением площадей однородных по морфологии и генезису рельефа. Такие классификации очень сложны.

При средне- и крупномасштабных исследованиях на первый план выступает генетическая классификация рельефа, которая дополняется его морфографическими особенностями и возрастом его форм. В общей схеме в такой классификации выделяются: А. Эндогенные формы рельефа:

• планетарные (? геотектурам) ? тектонические (? морфоструктурам) ? вулканические.

Возникновение и развитие планетарных и тектонических форм обусловлено процессами формирования земной коры и тектоническими движениями.

Вулканические формы образуются в результате извержений продуктов магматизма. С ними тесно связаны вулканотектонические формы рельефа, возникшие в результате дислокаций, происходящих в результате близповерхностных перемещений магмы. Б. Экзогенные формы рельефа:

• денудационные - по связи с геологической структурой они подразделяются на o аструктурные, o структурно-денудационные, o структурно-обусловленные.

В каждой из этих групп выделяются формы, создаваемые определенными экзогенными процессами. При совокупном воздействии ряда процессов выделяются формы комплексной денудации.

• аккумулятивные,

• денудационно-аккумулятивные - возникают при вторичном возникновении денудации на площадях аккумулятивного рельефа.

В "Методических указаниях по составлению геоморфологических карт при средне- и крупномасштабной геологической съемке" (1980 г.) приводится несколько иная генетическая классификация рельефа. Здесь выделяются следующие генетические категории рельефа:

- структурный рельеф,

- вулканогенный рельеф,

- выработанный рельеф (структурно-денудационный и денудационный),

- аккумулятивный рельеф.

ТЕМА III. ЭКЗОГЕННЫЙ РЕЛЬЕФ КОНТИНЕНТОВ

Тема 1. Выветривание

СЛАЙД 1

Под выветриванием понимают гипергенные процессы разрушения и видоизменения горных пород у поверхности Земли. Они представляют собой реакцию на отличия термодинамических (Р и Т) условий у дневной поверхности и в глубинах земной коры, где породы образовались; чем больше отличается среда образования пород от условий земной поверхности, тем меньше их устойчивость по отношению к процессам выветривания, важными факторами которых являются живые организмы, кислород и вода.

Выветривание играет исключительно важную роль в рельефообразовании, находясь в самом начале деятельности экзогенных процессов. Количество и качество продуктов выветривания определяют возможность, тип и режим движения потоков вещества, осуществляющих экзогенное рельефообразование. Для возникновения денудационного (а затем аккумулятивного) рельефа необходимо сначала разрушить связи между частицами, слагающими горные породы, и только после этого появляется возможность отрыва, переноса и отложения частиц. То есть выветривание является одним из условий развития денудации, но ни в коем случае не синонимом этого понятия. При этом тип движения зависит от размеров образованных частиц, их физических и химических свойств.

В ходе транзита исходное вещество, образующее литопотоки на поверхности Земли, изменяется - измельчается, меняет минералогический и химический составы, формы связей. Выветривание продолжается и в процессе переноса вещества, и после его отложения. Таким образом, процессы выветривания сопровождают весь ход рельефообразования. При этом принято считать, что выветривание (в отличие от всех прочих экзогенных процессов) само по себе собственной группы форм рельефа не образуют. Но если процессы денудации протекают быстро, то они откапывают, выводят на дневную поверхность формы, созданные избирательным выветриванием [см.ниже].

СЛАЙД 2

Остановимся на отличительных особенностях выветривания.

1. В ходе выветривания перемещение физических частиц вещества практически отсутствуют. При разрушении коренных пород происходят некоторые виды движения частиц (они особенно заметны, когда денудация протекает не очень активно). Они перемещаются при дезинтеграции коренных пород и образовании рыхлого элювия. Поскольку его объем превышает объем исходной породы, рельеф дневной поверхности меняется. Этот рельефообразующий эффект уступает экзогенному рельефообразованию, связанному с денудацией и аккумуляцией.

2. Ни один из экзогенных рельефообразующих процессов, кроме выветривания, не является необходимым условием существования другого. Прочие экзогенные процессы сменяют друг друга в пространстве и времени, образуя парагенетические или историко-генетические комплексы. И только процессы выветривания являются необходимыми условием экзогенного рельефообразования как такового, поскольку при отсутствии рыхлого материала не может протекать ни денудация, ни аккумуляция. Таким образом, выветривание и другие процессы экзогенного рельефообразования следует рассматривать в системе.

3. Процессы выветривания дают начало не только экзогенному рельефообразованию, но и литогенезу. Это позволяет рассматривать образование экзогенного рельефа и рыхлых осадков, возникающих под действием одних и тех же процессов в том же месте и в то же время, как единую систему - морфолитосистему.

СЛАЙД 3

Классификация процессов выветривания

Процессы выветривания принято разделять на физические и химические. В ряде случаев выделяют биохимическое выветривание, но этом названии подчеркивается не вид изменения, а фактор разрушения, т.е. мы сталкиваемся с другим принципом выделения.

Физическое выветривание - это механическое дробление исходной монолитной породы на рыхлые производные (глыбы, щебень, дресву, песок и пыль) без их заметных вещественных преобразований.

Химическое выветривание приводит к качественным изменениям исходных пород. Обычно из них удаляются сравнительно подвижные химические элементы, которые включаются в состав подземных вод. В дальнейшем минералы, слагающие сохранившиеся после этого породы, преобразуются во вторичные минералы, преимущественно глины. Параллельно возникают новообразованные минералы, размеры выделений которых существенно превосходят размеры глинистых частиц. В химических преобразованиях, протекающих в приповерхностных условиях, заметную роль играют живые организмы, прежде всего - бактерии. Поэтому важно изучать процессы биохимического выветривания, но рассматривать их надо в рамках явлений химического преобразования пород.

В природе физические и химические процессы протекают одновременно, причем иногда их трудно выделить в самостоятельные группы.

При изучении процессов выветривания принято выделять их основные факторы, которые можно рассматривать как основания для генетической классификации процессов выветривания.

СЛАЙД 4

Физическое выветривание

Основные факторы, влияющие на протекание физического выветривания (являются основанием для генетической классификации) включают:

• колебания температур вследствие изменения режима инсоляции - при разных коэффициентах температурного расширения различных минералов вызывают образование в породе трещин - температурное выветривание;

• расширение трещин при замерзании в них воды - морозное выветривание;

• расширение трещин при усыхании набухших при смачивании пород;

• биомеханическое разрушение - расширение трещин при росте корней; ? осмотическое давление - расширение трещин при росте на их стенках кристаллов;

• расширение трещин при расклинивающем действии пленочной воды; ? дилатация - образование трещин при снятии денудацией части статической нагрузки.

Анализ приведенного перечня факторов и способов разрушения пород показывает, что только два из них (температурное выветривание и дилатация) связаны с образованием трещин, а остальные пять - с их расширением. По этому признаку факторы физического выветривания можно разделить на две группы: трещинообразующие и трещинорасширяющие. Во времени они сменяют друг друга: первые обусловливают образование трещин, а вторые - преобразование трещин.

Следует отметить, что трещинообразование не является чисто экзогенным процессом. Мало того, трещинообразование - процесс чаще эндогенный, чем экзогенный. И протекает такое трещинообразование в земной коре на некоторой глубине вне зависимости от условий на поверхности. Среди эндогенных трещин, прежде всего, выделяют: ? тектонические;

• связанные с уплотнением и диагенезом осадков;

• связанные с остыванием эффузивных и интрузивных пород.

Таким образом, расширению трещин может предшествовать не только экзогенное, но и эндогенное трещинообразование. Тогда весь комплекс процессов физического разрушения пород по своей природе - эндогенно-экзогенный.

СЛАЙД 5

Говоря о разрушении пород важно помнить, что в каждом конкретном месте процессы выветривания зависят не только от ландшафтно-климатических условий, но и от свойств пород.

Выходящие на дневную поверхность породы, как правило, физически и химически неоднородны. Эта неоднородность проявляется на самых разных иерархических уровнях, вплоть до планетарного. Нам для анализа протекания процессов выветривания важны только три из них:

• неоднородности строения кристаллической решетки;

• неоднородности строения породы (сочетания минералов);

• неоднородности комплекса пород, образующих единую структурнотектоническую формацию.

Неоднородности разного уровня оказывают решающее влияние на образование продуктов разных гранулометрических фракций.

При анализе процессов разрушения пород большое значение имеют следующие свойства:

• скрытая пористость и трещиноватость пород;

• тепловые свойства пород (тепловое расширение, теплоемкость, теплопроводность);

• упругие свойства пород; ? строение кристаллов.

Так, температурное выветривание может протекать только тогда, когда породообразующие минералы отличаются друг от друга по параметрам теплового расширения; на трещинообразование влияют различные упругие свойства пород и минералов и т.д.

СЛАЙД 6

По характеру физического разрушения пород выделяют два класса процессов:

• фрактолитизация - разрушение массива на блоки; ? сапролитизация - разрушение массива на "гранулы".

В первом случае разрушение массива пород происходит за счет образования и пересечения разнонаправленных трещин, возникающих независимо от имеющихся в массиве неоднородностей. Трещины, удлиняясь, пересекаются друг с другом и отсекают одну часть массива пород от другой. При этом "выкалываются" многогранники различных размеров (глыбы, щебень, реже - дресва) и формы (чаще всего они близки к параллелепипедам с взаимно перпендикулярными ребрами и с соотношением осей как 1:0,7:0,5, реже - тетраэдры и неправильные многогранники). По-видимому, образование многогранников связано со скрытой трещиноватостью, проявляющейся в невыветрелых или слабовыветрелых породах.

Во втором случае при разрушении массива в первую очередь проявляется внутренняя неоднородность породы, вследствие чего образуются обломки в виде неправильных комочков - гранул. Такое выветривание приводит, в основном, к образованию фракций 210 мм - дресвы (хряща). Гранулированное разрушение очень часто происходит по скрытым трещинам, но типично оно для достаточно выветрелых пород, которые легко рассыпаются от удара и, как правило, не имеют свежих сколов.

[для любопытствующих - "Динамическая геоморфология" под ред.Г.С.Ананьева, Ю.Г.Симонова, А.И.Спиридонова]

Фрактолитизация и сапролитизация могут иметь различные причины - термические, упругие и термоупругие. В дальнейшем они определяют выветривание и элювиобразование при расширении трещин. По-видимому, так образуется грубообломочный материал, вплоть до дресвы, а также частично грубозернистый и крупнозернистый песок.

Образование средне-, мелко- и тонкозернистого песка (разрушение мономинеральных зерен) по существу, представляет собой процесс разрушения кристаллов, обусловленный их неоднородностями (дефекты кристаллической решетки, спайность, включения, полисинтетические двойники и т.д.).

СЛАЙД 7

Химическое выветривание

В химическом выветривании одновременно или последовательно участвуют несколько процессов, наиболее типичными из которых являются окисление-восстановление, гидратация, растворение и гидролиз.

Окисление - процесс отдачи электронов с увеличением степени окисления. В приповерхностных условиях практически единственным окислителем является растворенный в воде кислород. Fe2S2 [пирит] + nO2 + mH2O > Fe2O3•n2H2O [лимонит]

Восстановление - процесс присоединения электронов с понижением степени окисления. В качеств е восстановителя может выступать органическое вещество.

Гидратация - присоединение к минералам воды, которая структурно входит в кристаллическую решетку нового минерала (например, преобразование ангидрита в гипс).

Растворение - взаимодействие твердого материала и воды, сопровождающееся переходом твердой фазы в раствор.

Гидролиз - процесс формирования минералов, содержащих в своей структуре группу OH (преобразование исходных минералов в минералы, содержащие в своей структуре группу OH). Примером может являться преобразование алюмосиликатов в глинистые минералы.

В результате минералы, образовавшиеся внутри Земли в условиях дефицита воды и кислорода (сульфиды, оксиды, силикаты), попадая в область гипергенеза, превращаются в сульфаты, карбонаты и гидроксиды, устойчивые в этих новых условиях.

Тип процесса зависит от макро- и микросреды. Макросреда определяется ландшафтно-климатическими условиями; микросреда формируется внутри преобразуемых горных пород. Таким образом, протекание химического выветривания контролируется:

• характеристиками среды, в которой происходит преобразование:

o ход температур; o наличие кислорода; o наличие органического вещества;

o наличие воды (если идет постоянная смена воды, интнсивность химического выветривания многократно возрастает);

o значения Eh, pH; o активное действие живых организмов

• характеристики пород, подвергающиеся преобразованию o состав; o трещиноватость, пористость, кавернозность и т.п.

При химическом выветривании значительную роль может играть вещество и тепловая энергия ювенильного происхождения, поступающие, например, с гидротермами.

Важным фактором, определяющим разнообразие вещественного состава рыхлых отложений, является продолжительность процессов выветривания.

СЛАЙД 8

Мы уже отмечали, что в условиях быстрой денудации главным рельефообразующим процессом может оказаться избирательное выветривание. В возникающих при этом формах легко читается рельеф поверхности "фронта выветривания".

Откопанный рельеф, и прежде всего - его морфологические особенности, зависит от того, какая зона выветривания вскрыта денудацией (чем более глубокая зона выводится на поверхность, тем расчлененнее выглядит созданный ею рельеф), а также от того, какое место он занимает в системе элементов мезорельефа - вершинных поверхностей междуречий, склонов, педиментов.

Неравномерность выветривания коренных пород, слагающих междуречья, во многом зависит от неравномерной обводненности трещин, нарушающих это междуречье. Мощность чехла элювия определяется мощностью маловодной (или безводной) зоны аэрации, которая может достигать нескольких метров (редко - 10-20 м), но может сокращаться и до нескольких сантиметров. Сокращение зоны аэрации приводит к усиленному водообмену, выветриванию коренной породы и ее разрушению до мелкозема (в таких условиях, например, образуются формы рельефа, связанные с морозной сортировкой [см. "Криогенный рельеф"]. Увеличение мощности зоны аэрации резко снижает возможности образования мелкозема и глинистых частиц, в связи с чем интенсивность денудации снижается. В результате такие участки обособляются в виде скал-останцов (торов) и кекуров2.

Возможно два варианта образования торов:

в результате выветривания - усиление процессов денудации на вершинной по-

верхности выводит на дневную поверхность скалистые коренные породы, из которых в виде торов обособляются участки, обладающие наибольшей мощностью зон аэрации; в ходе образования элювия в плотных породах - при минимальной денудации вер-

шинной поверхности и интенсивном физическом выветривании происходит обособление отдельных наиболее устойчивых участков внутри толщи элювия. Последующее усиление денудации выводит на дневную поверхность уже "сформированные" торы.

СЛАЙД 9

Схема преобразования гранитных куполов под действием процессов выветривания с образованием остаточных валунов и останцов башенного типа.

СЛАЙДы 10-14 Фотообразы останцов выветривания, образовавшихся по породам разного состава.

СЛАЙД 15

Элювий

Топографически несмещенные продукты изменения коренных пород называют элювием. Его строение в значительной степени зависит от ландшафтно-климатических условий, в которых он формировался.

Нивальная (гляциальная) зона - элювиальный процесс практически подавлен. Иногда формирующиеся плащи грубообломочного материала, удаляемые в результате процессов солифлюкции.

Перигляциальная зона (зона многолетней мерзлоты) - элювий формируется в условиях дефицита влаги, пониженной скорости испарения, отрицательных среднегодовых температурах со значительными сезонными и даже суточными колебаниями. Он формируется под влиянием фазовых переходов воды в условиях термического режима, резко изменяющегося в деятельном слое; деятельный слой всегда находится в переувлажненном состоянии (из-за замедленного испарения и затрудненного влагообмена). Поэтому термоденудация сопровождается солифлюкционными явлениями.

Гумидная зона - формирование элювия сопровождается полным освобождением гипергенно устойчивых минералов и в кислой, и в щелочной среде. Одновременно происходит интенсивный вынос петрогенных элементов из породообразующих и жильных минералов. В различных климатических зонах пояса валовый минеральный состав элювия различается из-за усиленной миграции разных элементов в условиях тропического влажного, влажного жаркого и влажного умеренного климата. Минеральная форма материала преобладает над обломочной.

Аридная зона - формирование элювия контролируется солнечной радиацией и теплообменом между воздухом и поверхностью горных пород, а также теплообменом между твердым минеральным веществом и проникающим в него воздухом, а также между частицами минерального вещества. Массоперенос сводится к перемещению воздушными потоками мелких фракций минерального вещества.

СЛАЙД 16

В зависимости от ландшафтно-климатических условий, в строении элювиального покрова может участвовать до 3-4 горизонтов, которые могут также рассматриваться как стадии разрушения пород.

• Зона образования трещин. Главный фактор разрушения - дилатация (снятие статической нагрузки в ходе денудации).

• Зона раскрытия и расширения трещин и образования обломков ("разборная скала). Факторы формирования и развития - температурные колебания, расклинивающее действие пленочной воды, проникновени корневой системы растений. Формируется быстро, но существует долго: тем дольше, чем глубже она располагается.

• Зона измельчения и перемещения обломков. Чаще всего представлена дезинтегрированными минеральными новообразованиями с существенным привносом из вышележащих горизонтов определенных иммигрантов. Типично образование мелкозёма с определенным минералогическим составом (чаще всего преобладают гидрослюды). Факторы формирования и развития - гравитация, морозная сортировка и др.; формирование длительное, предположительно - тысячи и десятки тысяч лет.

• Зона почвообразования и глубоких химических превращений породообразующих минералов в глинистые.

На слайде - идеализированный профиль элювия с каменными ядрами (справа и без них (слева).

СЛАЙД 17

Остановимся еще на одном понятии, которое часто смешивают с понятием "элювия". Это - кора выветривания - сохранившийся с древних эпох комплекс элювиальных образований.

В зависимости от природной обстановки, в которой происходит формирование кор выветривания, их состав и строение различаются (как и в случае с элювием). Т.е. они имеют зональный характер. Характер кор также зависит от состава горных пород, на которых они образуются, от возраста кор и стадии их развития.

Среди кор выветривания выделяют:

• обломочные - состоят из химически неизмененных или слабо измененных обломков исходной породы; преобладают в полярных и высокогорных областях, а также в каменистых пустынях низких широт;

• гидрослюдистые - характеризуются слабыми химическими изменениями коренной породы, но уже содержат глинистые минералы - гидрослюды, образующиеся за счет измененных полевых шпатов и слюд; характерны для холодных и умеренных областей с вечной мерзлотой;

• монтмориллонитовые - отличаются глубокими химическими изменениями первичных минералов; главный глинистый минерал в их составе - монтмориллонит; образуются в степных и полупустынных областях;

• каолиновые - характерны для субтропиков;

Следующие два типа - результат длительного и интенсивного выветривания с полным изменением первичного состава исходных пород.

• краснозёмные - характерны для субтропиков;

• латеритные - формируются при наиболее активном химическом выветривании в условиях жаркого и влажного экваториального климата.

Зональный характер кор выветривания широко используется при палеогеографических реконструкциях.

СЛАЙД 18

Схема образования кор выветривания на тектонически неактивных площадях (по Н.М.Страхову).

Тема 2. Склоны: склоновые процессы и рельеф склонов

СЛАЙД 1

Как уже упоминалось, рельеф представляет собой сочетание субгоризонтальных поверхностей и склонов. К склонам относят наклонные поверхности, на которых определяющую роль в перемещении вещества играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону; на их долю приходится более 80% всей поверхности суши. Поверхности с углами наклона 1-2° к склонам обычно не относят, т.к. в этом случае составляющая силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, очень мала.

Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими коренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, протекающих на склонах, и зависит от многих факторов, что определяет разнообразие склоновых процессов.

Процессы, протекающие на склонах - склоновые процессы - ведут к удалению, перемещению, а при благоприятных условиях - накоплению продуктов выветривания, т.е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация - один из основных экзогенных факторов формирования рельефа и поставщик материала, из которого в дальнейшем образуются все прочие генетические типы отложений.

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами:

быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает "свежую" породу и тем самым способствует усилению выветривания. Медленная денудация склонов приводит к накоплению продуктов выветривания, тем самым затрудняя дальнейшее выветривание коренных пород, но при этом она способствует интенсификации склоновых процессов. Можно сделать и обратное заключение, что темп склоновых процессов в конечном счете определяет скорость денудации.

СЛАЙД 2

Особенности формирования склонов, прежде всего, отражаются в их морфологии:

крутизне, длине и форме профиля.

По крутизне:

• очень крутые - ??35°;

• крутые - ?=15-35°;

• средней крутизны - ?=8-15°;

• пологие - ?=4-8°; ? очень пологие - ?=2-4°.

Такое деление имеет некоторый генетический смысл, дает возможность судить о характере и интенсивности процессов, происходящих на склонах, о возможностях использования склонов в хозяйственной деятельности.

По длине:

• длинные - L>500м;

• средней длины - L=50-500м; ? короткие - L35° отделенная от коренного склона частица горной породы начинает двигаться под действием силы тяжести без дополнительного импульса. При объеме отделившихся блоков более 10 куб.м процесс называется обваливанием, при объеме 1-10 куб.м камнепадом, при меньшем объеме - осыпанием. Именно эти явления осуществляют основную работу по денудации горных склонов.

Общими причинами обвальных и осыпных процессов является нарушение целостности склона. Отделение глыб и мелких обломков и движение вниз обвально-осыпных масс могут произойти из-за внезапного или быстрого возрастания веса окраинных и достаточно выветрелых пород.

СЛАЙД 5

Обвальные склоны

Обвалом называют процесс отрыва от основной массы горных пород крупных глыб и их последующего перемещения вниз по склону.

Подготовка к обвалу охватывает длительное время (до сотен тысяч лет) и состоит, в основном, в формировании крутого склона (это может быть тектонический уступ, борт троговой долины, обрыв, подмываемой рекой, или прибрежноморской клиф). В результате силы сцепления нависшего блока со склоном становятся меньше составляющей силы тяжести, направленной под углом к поверхности склона, и блок обваливается. Силы сцепления обычно бывают ослаблены дополнительными факторами (сейсмическим толчком, снятием отпора при таянии ледника, каким-либо техногенным событием и т.д.), которые и являются непосредственной причиной обвала.

Причиной обвалов также является отседание склонов, проявляющееся, прежде всего, по краям платообразных междуречий, нижняя часть склонов которых сложена породами, способными к пластичной деформации, а верхняя - прочными вертикально трещиноватыми породами. Необходимым условием развития отседания является глубина вреза долин 150-300 м и более.

В верхней части обвального склона находится ниша, поверхность которой имеет форму полусферы или ее части. Иногда срыв происходит по плоскости напластования или зоне дробления - тогда денудационная часть обвального склона представляет собой почти плоскую поверхность.

По мере движения крупные обвальные массы распадаются на разноразмерные обломки, которые движутся по склону, откладываются у его подножия или по инерции продолжают перемещаться по дну долины (известны случаи, когда они продвигались на расстояние 7-12 км). По мере движения они значительно преобразуют поверхность склонов, вырабатывая на их поверхности борозды (в одной из альпийских долин поток скалистых обломков выработал борозду глубиной 6-10 м при ширине 10-20 м).

Аккумулятивная часть обвального склона, образованная обвальными нагромождениями, представляет собой беспорядочно бугристую (холмистую) поверхность, с буграми высотой от нескольких метров до 30 м, иногда - более. У древних обвалов рельеф сглажен.

Для обвальных накоплений характерна несортированность слагающего материала. В них беспорядочно смешаны обломки разного размера - от глыб до щебня и дресвы. Обломки обычно остроугольные или слабо окатанные (оббитые). Между ними часто присутствует порошкообразный материал, образовавшийся при сильных ударах и дроблении более крупных фрагментов пород. Петрографически состав обломков соответствует составу пород склона. Из вод, которые циркулируют по пустотам между обломками, могут откладываться минеральные вещества, чаще всего - карбонаты. Поэтому древние обвальные массы могут быть сцементированы в плотные глыбовые брекчии.

Наиболее грандиозные обвалы развиваются в горах. Так, при обвале в долине р.Мургаб (Западный Памир) в 1911 г. объем обрушившейся породы превысил 2 млрд куб.м, а ее масса составила около 7 млрд т (для сравнения, годовой твердый сток Волги составляет 25 млн т). Еще более грандиозные обвалы зафиксированы в Альпах; объем наиболее крупного из них составил около 15 куб.км, а площадь, занятая обвальными массами - 49 кв.км.

СЛАЙДы 6-9

Фотообразы современных обвалов

СЛАЙД 10

Осыпные склоны

Образование осыпей связано, главным образом, с физическим выветриванием. Интенсивность осыпания зависит от свойств пород, слагающих склон, его крутизны и высоты. Процесс осыпания изменчив во времени, причем в разных частях склона он проявляется не одновременно. Интенсивность осыпания в десятки раз падает в зимнее время (когда породы мерзлые); пик интенсивности осыпания отмечается весной - при оттаивании пород. Годовую цикличность процесса нарушают землетрясения, вызывающие вспышки интенсивности осыпания. Интенсивность осыпания меняется не только в зависимости от сезона, но и год от года, причем отклонения от ее среднегодового уровня (определяется за сотни и тысячи лет по объемам материала, накопившегося у подножия склона) могут составлять десятки раз.

Осыпной склон сложен обнаженными породами, подвергающимися физическому выветриванию. Продукты выветривания (щебень и дресва), перемещаясь вниз по склону, вырабатывают на его поверхности желоба - осыпные лотки глубиной 1-2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денудационных участков склона желоба объединяются в более крупные ложбины шириной до нескольких десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов; бровка склона становится фестончатой. Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов приобретает облик сложной системы башен, колонн и т.п.

Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. Тогда начинается аккумуляция обломков и формируется конус осыпи. Осыпные конусы могут сливаться друг с другом, образуя сплошной шлейф, сложенный разноразмерными обломками (к осыпному материалу может примешиваться обвальный). Формирующиеся таким образом отложения называются коллювиальными.

В составе осыпных накоплений резко преобладает щебень. Обломки не окатаны, но могут быть в значительной степени обтерты. Исключение составляют осыпи, образовавшиеся при выветривании конгломератов или галечников (но тогда окатанность связана не с образованием осыпи, а наследуется от материнских пород). Важной особенностью осыпного материала является зависимость его гранулометрического состава от состава пород, слагающих склон - по количеству крупных обломков резко выделяются осыпи на крепких скальных породах (гранитах, базальтах, гнейсах и т.п.) и на менее плотных осадочных породах (известняках, доломитах) и сланцах.

В разрезах осыпных накоплений (в отличие от обвальных) намечается некоторая сортированность материала: более крупные и/или тяжелые обломки продвигаются дальше по аккумулятивной части осыпного склона и слагают подножие осыпей; более мелкие и/или легкие обломки задерживаются в верхней части осыпи. В этом проявляется так называемая гравитационная сортировка.

Свежие и молодые осыпи обычно рыхлые, несцементированные и довольно подвижные. Чем древнее осыпь, тем плотнее ее сложение. По мере старения осыпей пустоты между обломками заполняются мелкоземом. На начальных стадиях мелкозем скапливается только в нижних частях осыпей - тогда возникают осыпи двучленного строения с плотным основанием и верхним рыхлым слоем; для них характерно медленное сползание верхнего слоя по нижней богатой мелкоземом основе (наиболее интенсивно этот процесс протекает после снеготаяния или дождей). Со временем мелкозем заполняет все пустоты, и россыпь становится плотной, неподвижной и зарастает растительностью. В районах развития карбонатных пород для осыпных накоплений характерна цементация кальцитом с образованием брекчий.

Важно помнить, что именно осыпи являются источником значительной части материала в область действия транспортирующих агентов - водных потоков, ледников и т.д.

СЛАЙДы 11-14

Фотообразы осыпных склонов

СЛАЙД 15

Оползневые склоны

Под оползанием понимается смещение горных пород на склонах, при котором преобладает скольжение по имеющимся или формирующимся поверхностям или системе поверхностей. При этом сдвигающее усилие превышает прочность пород.

Оползание развиваются на склонах крутизной >15°. Оно захватывает и вовлекает в движение не только склоновые образования (как это происходит при массовом движении чехла обломков [см.далее]), но и подстилающие их коренные породы. Причем при развитии крупных оползней процесс захватывает породы, находящиеся на глубине в десятки и даже сотни метров.

Факторы оползнеобразования:

• орографические - крутизна и высота склона, его общая форма и др.;

• геологические - состав, характер залегания (в том числе по отношению к склону) и степень дислоцированности пород, слагающих склон;

• гидрогеологические - изменение режима подземных вод (поднятие уровня) может вызывать оползни в местах, ранее им не подверженных. Подземные воды, изменяя горные породы и их свойства, стимулируют отрыв и соскальзывание массива.

На оползнеобразование также влияют новейшие тектонические движения и сейсмические явления, активные экзогенные процессы. Некоторую (зачастую значительную) роль играют атмосферные осадки, влияющие на выветривание слагающих склон пород, и питающие тело оползня влагой, тем самым меняя свойства слагающих его пород и увеличивая его вес.

Развитию оползней способствует деятельность человека.

СЛАЙД 16

Фото - влияние слоистости на развитие оползней.

СЛАЙД 17

Строение оползневых склонов

Развитие оползней создает специфический оползневой рельеф.

В верхней части оползневого склона остается оползневой цирк, ограниченный крутой, иногда - вертикальной стенкой отрыва (оползневым уступом). Параллельно ей в коренном склоне развиваются системы зияющих трещин растяжения.

Сместившийся блок пород называют телом оползня; в его строении можно выделить две части:

? верхняя - структурная, или глыбовая - в ее пределах частично сохраняется первоначальное строение пород. Глыбы образуют системы массивов, расположенных ступенчато; поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто заболочена вдоль контакта отдельных глыб. Глыбовая часть разбита на отдельные блоки; ? нижняя - аструктурная - образована сильно перемятыми породами, на поверхности которых выделяются бугры пучения, чередующиеся с часто заболоченными западинами.

Тело оползня разбито системой боковых трещин (результат воздействия силы трения на тело оползня при его перемещении); внешняя сторона оползневого языка осложнена системой лобовых трещин (связаны с распластыванием оползневых масс).

Тело оползня лежит на поверхности скольжения (динамическая поверхность). Выход плоскости скольжения на поверхность у подножия оползневого склона называется подошвой оползня.

Глубина захвата пород оползневым процессом на склоне называется уровнем оползания. Если уровень оползания лежит выше сопредельного базиса эрозии, то развитие оползня заключается в его соскальзывании со склона; если ниже, то при оползании слои пород, по которым оползень движется, деформируются, и перед оползневым блоком возникает напорный оползневой вал.

СЛАЙД 18

По особенностям процесса оползания, находящим прямое выражение в морфологии и строении склона, выделяются (еще со времен акад.А.П.Павлова):

• оползни выдавливания (детрузивные) - уровень оползания лежит ниже базиса эрозии; ? оползни скольжения (деляпсивные) - уровень оползания лежит выше базиса эрозии;

• оползни вязкопластичного движения, или оползни-потоки - развиваются в переувлажненных лессовидных толщах и представляют собой сброс вязкотекучих масс (могут следовать по долинообразным понижениям; при поступлении в реки трансформируются в сели); ? оползни сложного сочетания процессов.

Оползни также можно классифицировать по природе процесса оползания. По этому признаку П.В.Родионов (1939 г.) выделял:

• консистентные оползни - нарушение устойчивости масс горных пород связано с изменением консистенции глинистых пород, например, переходом их из полутвёрдого состояния в пластическое при увлажнении;

• суффозионные оползни - нарушение устойчивости горных пород на склонах вызвано развитием суффозионных процессов при выходе подземных вод на поверхность в основании склона;

• структурные оползни - нарушение устойчивости пород на склоне происходит в виде смещения по наклонным поверхностям напластования, систем трещин и тектонических нарушений

СЛАЙДы 19-23

Фотообразы современных оползней.

СЛАЙД 24

Остановимся отдельно на одной из разновидностей консистентных оползней, которые связаны с так называемыми быстрыми глинами (quick clay), имеющими ледниковоморское происхождение и обладающими уникальной чувствительностью к нагрузкам. Они настолько нестабильны, что при достаточном давлении могут вести себя как жидкость. Причина этого в нестабильности их структуры. Входящие в состав глин морские соли позволяют сформировать достаточно прочную конструкцию, однако их вымывание пресной водой разрушает первичную структуру породы и приводит к возникновению у нее текучих свойств. Если в глины снова привносятся соли, восстанавливается и первоначальная структура породы.

В период последнего оледенения большие площади на севере Евразии и Северной Америки под давлением масс льда погрузились ниже уровня моря и в пределах этих территорий сформировались ледниково-морские глины, которые после деградации ледника оказались погребены под более молодыми отложениями.

Обычно погребенные быстрые глины могут противостоять внешним воздействиям. Однако если по каким-то причинам перекрывающий их слой оказывается нарушен и в них проникают поверхностные воды, это приводит к разрушению их структуры и разжижению, что может вызвать катастрофические оползни.

СЛАЙД 25

Признаки оползневого склона:

• появление "беспорядочного" бугристо-волнистого рельефа на поверхности и в основании склона;

• оползневые псевдотеррасы - от речных или морских отличаются более неровным рельефом, запрокинутостью площадки в сторону берега, невыдержанностью по простиранию и высоте, отсутствием на их поверхности речных, озерных или морских отложений; ? свежие стенки срыва; ? замкнутые западины;

• "пьяный" лес.

СЛАЙДы 26-29

Фотообразы древних оползней

СЛАЙД 30

Склоны массового движения чехла рыхлого материала

Массовое движение чехла обломков - основной процесс, в результате которого преобразуется поверхность склонов и который охватывает 90% поверхности всех склонов. Хотя это движение малозаметно, именно оно является основным процессом денудации суши. Все остальные склоновые процессы, по сути, являются "частными осложнениями".

Значение процессов медленного движения чехла обломков долгое время недооценивалось. Склоны, покрытые чехлом обломков, рассматривались как неизменные, неразвивающиеся поверхности. На самом деле чехол обломков почти повсеместно находится в постоянном движении, в ходе которого осуществляется основная работа по денудации суши. Сносимый при этом материал поступает в реки и уносится ими дальше - в места временного отложения (предгорные прогибы, межгорные впадины и т.п.) или за пределы суши.

Характер и скорость движения склоновых образований определяется, прежде всего, консистенцией (т.е. способностью грунта деформироваться под влиянием собственного веса или дополнительной внешней нагрузки) и мощностью обломочного чехла. Консистенция определяется размером (прежде всего наличием тонкого материала) и формой частиц, слагающих чехол обломков, и степенью увлажненности этого чехла, а также агрегатным состоянием воды, наличием коллоидов в растворах и кристаллизационных связей (их разрушение при оттаивании существенно увеличивает пластичность или текучесть грунта). По консистенции грунты подразделяются на твердые, пластичные и текучие.

Типы движения склоновых образований в зависимости от их консистенции: ? жидкотекучая консистенция - быстрая солифлюкция;

• вязкотекучая консистенция - медленная солифлюкция; ? вязкопластичная консистенция - дефлюкция (крип); ? сыпучая консистенция - десерпция.

СЛАЙД 31

Типичный разрез склоновых образований на склонах массового перемещения (сверху вниз):

• "Жёсткий" слой - обычно сухой и скреплён корнями растений; движется только за счёт того, что лежит на движущемся слое. Его мощность составляет около 2040 см, потому смещающая сила, вызываемая составляющей силы тяжести, недостаточно велика, чтобы преодолеть силы внутреннего трения.

• Слой движения - масса породы становится все больше (пропорционально расстоянию от поверхности), в результате возрастает сила, стремящаяся сместить грунт по склону. Одновременно с глубиной увеличивается влажность; при обильном увлажнении грунт может приобрести вязкотекучую консистенцию. В нижних частях много щебнистого материала, что увеличивает угол внутреннего трения и уменьшает подвижность.

• Слой кос - обломки "разборной скалы" начинают вовлекаться в движение благодаря контакту с движущимся слоем. Слои осадочных горных пород и секущие жилы "завёрнуты" вниз по склону, как косы. Чем больше мощность чехла склоновых образований, тем сильнее влияние их движения на "слой кос". Воздействие тем больше, чем сильнее раздроблена лежащая ниже "разборная скала". Слой кос - зона перехода от движущихся склоновых образований к почти неподвижной породе, слагающей склон.

• Слой "разборной скалы" - трещины в слагающей его породе расширены настолько, что отдельные глыбы и обломки хотя и плотно прилегают друг к другу, уже не скреплены между собой ("сухая кладка" обломков). Расширение первичных трещин происходит, в основном, под воздействием движения склоновых образований, передающихся через слой кос в коренную породу склона. Мощность слоя колеблется от 1 до 4 м.

• Слой предразрушения - влияние агентов, действующих на поверхности Земли, на коренные породы, слагающие склон, находится на начальном уровне. Ощущается сильно ослабленное химическое выветривание. Основной фактор воздействия - напряжения, возникающие в толще горных пород под влиянием "сдирающего усилия" движущегося чехла обломков.

Вниз по склону растет количество мелкозема, повышается влажность (и, соответственно, пластичность и текучесть) слоя движения, что приводит к увеличению скорости движения чехла обломков вниз по склону.

Форма профиля склонов массового смещения в большинстве случаев выпукловогнутая.

СЛАЙД 32

Солифлюкционные склоны

Солифлюкция - это жидко- и вязко текучее движение по склонам увлажненных тонкодисперсных отложений. Она протекает в пределах так называемого деятельного слоя - верхнего слоя грунта, подверженного сезонным промерзаниям (в процессе которых рыхлые породы концентрируют в себе влагу) и оттаиваниям. Наличие на некоторой глубине водоупора (поверхности вечномерзлых или еще не оттаявших сезонномерзлых пород) обусловливает сильное переувлажнение оттаявшего слоя или его нижней части.

Именно это приводит грунт в текучее состояние.

Для развития солифлюкции необходимы:

• повышенная пылеватость отложений;

• влажность отложений, варьирующая от предела пластичности до предела текучести или превышающая его;

• наличие уклонов поверхности, обеспечивающих возможность течения увлажненных отложений (обычно от 2-3° до 10-15?);

• отсутствие древесной и крупной кустарниковой растительности, закрепляющей корнями породы сезонно талого слоя.

Именно поэтому солифлюкция широко распространена и активно развивается в районах горных и равнинных тундр, холодных горных и арктических пустынь и только локально - в таежной зоне.

Солифлюкция подразделяется на медленную и быструю, которые развиваются в разных областях и создают различные морфогенетические формы.

СЛАЙД 33

Медленная солифлюкция

Медленная солифлюкция представляет собой вязкое течение грунта, скорость которого находится в диапазоне от нескольких десятков см до 2 м в год. Наиболее часто развивается при наличии многолетнемерзлого водоупора, способствующего переувлажнению пород сезонно-талого слоя. Также известно солифлюкционное течение оттаявших пород сезонно-мерзлого слоя при наличии сезонного криогенного водоупора или глинистого субстрата. При этом для развития солифлюкционного течения необходимо, чтобы мощность талого слоя достигала некоторой критической величины, изменяющейся в зависимости от состава, влажности и угла склона от 30 до 70 см.

Медленная солифлюкция наиболее характерна для тундровых ландшафтов с сомкнутым мохово-травянистым покровом. Здесь образуются такие ярко выраженные морфологические формы как солифлюкционные террасы, валы, потоки и другие формы, фронтальные уступы которых закреплены смятым в лежачие складки дерновым покровом. Эти формы характерны для нижних, а иногда - выположенных частей склонов, где происходит аккумуляция солифлюкционных отложений и образуются солифлюкционные покровы. Ненарушенный дерновой покров препятствует солифлюкции, поэтому процесс формирования натечных форм носит пульсационный характер - течение активизируется, когда происходит разрыв дерновины в тыловой части солифлюкционных форм

Медленная солифлюкция также наблюдается во влажных тропиках, где обильные дожди в течение всего года или значительной его части обусловливают вязко-текучую консистенцию грунта. Эту ее разновидность называют тропической солифлюкцией. Ей благоприятствуют интенсивное химическое выветривание (обеспечивает большое количество глинистого материала) и присутствие коллоидных растворов (связаны с развитием пышного растительного покрова).

СЛАЙД 34

Быстрая солифлюкция

Быстрая солифлюкция - это жидкотекучее движение тонких слоев переувлажненного грунта, свойственное территориям, где сезонно-талый слой подстилается высоко льдистыми отложениями или залежами подземных льдов.

Скорость движения - 3-10 м/год (миллиметры и сантиметры в секунду). Мощность солифлюкционных потоков - 20-60 см, в нижних частях склона (где замедляется движение потока грунта) она может увеличиваться до 1 м и более.

Быстрая солифлюкция проявляется в виде грязевых потоков, оплывин, на поверхности которых перемещаются блоки и куски дернины, а также оползней-сплывов. В результате образуются натечные солифлюкционные терраски (их крутой уступ создается и поддерживается скоплением крупных обломков вблизи уступа), языки, гофры, фестоны.

СЛАЙД 35

Остановимся на особенностях строения солифлюкционных отложений. Они разнообразны по составу - от глин и суглинков до щебня и валунов (в зависимости от слагающих склон горных пород). Для них характерно отсутствие сортировки обломочного материала. При этом широко распространены текстуры течения и смятия, ориентированные в направлении уклона (на слайде - строение натека, образовавшегося в процессе медленной солифлюкции).

Присутствие в средних широтах в разрезах четвертичных континентальных отложений солифлюкционных накоплений или горизонтов со следами криогенного смещения является свидетельством резких похолоданий. Если горизонты погребенных почв черноземного или подзолистого типа разорваны солифлюкцией, можно уверенно говорить о смене умеренного климата на холодный.

СЛАЙДы 36-39

Фотообразы солифлюкционных склонов

СЛАЙД 40

Делли На солифлюкционных склонах крутизной от 10° до 25° наблюдается увеличение скорости движения материала в пределах полос различной ширины, вытянутых вниз по склону. Эта линейность движения выражается в образовании деллей - безрусельных ложбин глубиной 0,25-0,5 м (редко - до 1 м), удаленных друг от друга на 25-50 м. В рельефе они выражены нечетко и часто заметны только благодаря изменению растительного покрова. Ускоренное перемещение грунта, локализованное вдоль этих ложбин, находит отражение в рельефе ложа деллей, не совпадающего с поверхностным рельефом.

В большинстве случаев делли прямолинейны, и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, следуют параллельно друг другу и спускаются по максимальному уклону. На выступах склона они расходятся (расстояние между ними увеличивается) и между ними появляются новые делли. Таким образом, межделлевые расстояния, в общем, сохраняются.

СЛАЙД 41

Фотообразы солифлюкционных склонов с деллями

СЛАЙД 42

Нагорные террасы

В горах, возвышающихся над снеговой линией, под совместным действием нивации (снежниковое выветривание) и солифлюкции происходит выравнивание вершин, и образуются нагорные (или криопланационные) террасы - пологие (с углами наклона 1-5°) площадки протяженностью от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми (30-40°) уступами высотой от 10 до нескольких десятков метров. Площадки сложены твердыми породами и имеют покров из щебнистых супесей и суглинков мощностью от нескольких десятков сантиметров до 1,5-2 м; уступы сложены крупноглыбовым материалом. Именно под уступами постоянно образуются (или образовывались в прошлом) снежники и происходит активная нивация, ведущая к их отступанию.

Поверхности нагорных террас срезают породы различного генезиса, состава и прочности. Поэтому их происхождение не может быть объяснено геоструктурными или тектоническими причинами (тектонические уступы и другие структурные формы могут создавать только первичные условия для активизации нивации). Образование нагорных террас происходит при совместном действии регрессивного разрушения склона и суффозионно-солифлюкционных процессов интенсивного выноса мелкозема.

СЛАЙДы 43-45

Фотообраз нагорных террас

СЛАЙД 46

Курумы Разновидностью склонов медленной солифлюкции являются курумы - поверхности, образованные скоплениями глыб размером от десятков см до нескольких метров с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями, широко распространенные в горных районах и на плоскогорьях, сложенных скальными породами. Они образуются в результате интенсивного физического (главным образом, морозного) выветривания. Первоначальный размер обломков определяется свойствами исходной породы - чем она прочнее и монолитнее, тем обломки крупнее.

Курумы встречаются как на крутых (15-35°), так и на слабонаклонных и горизонтальных поверхностях. Границы курумов с соседними задернованными склонами четкие, особенно верхняя (по склону). Поверхность курумов неровная; перепады высот зависят от величины обломков и характера их залегания. Характерно заглубление по отношению к поверхности задернованного склона верхней части и выступание - нижней части, что свидетельствует о более быстром движении курума, чем материала смежного задернованного склона. В строении курумов выделяется два слоя. Верхний образован рыхло лежащими глыбами, пустоты между которыми составляют около четверти объема породы. В нижнем слое все пустоты заполнены мелкоземом (плотным и вязким пластичным суглинком со щебенкой и песчано-гравийными частицами) или льдом, но основную часть породы все равно составляют глыбы. В основании нижнего слоя залегает "разборная скала".

Волнистость поверхности курумов, наличие мелких западин, неустойчивость глыб, наличие перевернутых глыб и строение курума в целом можно объяснить только вертикальным перемещением материала, т.е. интенсивным протеканием процессов пучения и вымерзания глыб.

СЛАЙД 47

Рассмотрим процесс более детально.

Движение курумов представляет собой сползание рыхлых масс по склону в результате изменения их объема под воздействием процессов промерзания-протаивания. Суть процесса в том, что пучение пород при их промерзании происходит перпендикулярно склону, а движение частиц вниз при протаивании - по вертикали вниз, т.е. под углом к склону.

В результате цикла процесса промерзания-оттаивания частица породы, лежащая на поверхности, окажется перемещенной вниз по склону. Величина смещения уменьшается к подошве слоя протаивания. Сползание будет больше на крутых склонах (по сравнению с пологими) и в более пучинистых грунтах. В условиях резко континентального климата движение частиц происходит и в течение суточных колебаний температур (ночью - промерзание, днем - оттаивание). [Процесс криогенной сортировки обломочного материала более подробно будет рассматриваться при обсуждении криогенного рельефа].

Таким образом, материал курумовых отложений движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб и миграция крупных глыб к поверхности курума. Именно в миграции крупных глыб к поверхности и во временном преобладании сил пучения над силой тяжести и состоит коренное отличие курумов от склонов других типов. Такое перемещение называется десерпция (в данном случае - криогенная).

СЛАЙД 48

Фотообраз курумов

СЛАЙД 49 Дефлюкционные склоны

На многих склонах с сомкнутым растительным покровом происходит медленное, перемещение грунта, связанное, главным образом, с колебаниями температуры и влажности. Этот вид движения, скорость которого (при глинистом или суглинистом составе материала) составляет 0,2-1,0 см в год, получил название дефлюкции, или крипа (от англ. creep - ползти, сползать). Протекают эти процессы на склонах крутизной от 8-10° до 35°.

Механизмы движения аналогичны тем, что мы рассматривали, говоря о курумах. Но рассмотрим его теперь на примере температурного крипа (см.слайд 44). Частица грунта, нагреваясь, расширяется. Находясь на склоне, она испытывает действие силы тяжести, которая в этом случае может быть разложена на два вектора - один направлен по склону, другой - по нормали от поверхности склона. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности и, выведенная из состояния равновесия, успевает пройти некоторое расстояние вниз по склону. При понижении температуры частица опускается, но уже на новое место. Так, проходя каждый раз микроскопически малые расстояния, она сползает вниз по склону. То же происходит со всеми прочими частицами грунта. Механизм движения за счет изменений увлажненности в принципе тот же, только добавляется эффект пластичности грунта. Перемещение грунта вниз по склону происходит также за счет изменения его объема при переменном промерзании и оттаивании. Признаком его существования является слоистость течения, обнаруживаемая на вертикальном разрезе склоновых образований, направление "щебневых кос" в местах близкого залегания к поверхности коренных пород, изгибание вниз по склону корней растений, и некоторым другим.

Дефлюкционные склоны характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом дефлюкционные склоны могут показаться неразвивающимися.

СЛАЙДы 50-51

Фотообразы дефлюкционных склонов

СЛАЙД 52

Если скорость движения превышает указанные выше пределы, дефлюкционное смещение может привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя (напоминает оползневой процесс в миниатюре). Эта разновидность дефлюкции называется децерацией. О ее существовании можно судить по наличию микроступенчатости на склоне. Дерновый покров оказывается разорванным, и на вертикальных гранях ступенек обнажаются почва или кора выветривания. Определенную роль при децерационных процессах играет выпас скота. Используя горизонтальные площадки микроступенек, животные протаптывают тропы, в результате на склоне образуются волнистые микротерраски протяженностью десятки и сотни метров.

СЛАЙД 53

Делювиальные склоны

Склоны, на которых перемещение материала вниз происходит в результате стока дождевых или талых вод называют делювиальными.

Сток воды может быть

• струйчатым - струйки стекающей по склону воды, то сливаясь, то разветвляясь, образуют на поверхности склона густую сеть;

• или бороздчатым - вода стекает по линейным углублениям глубиной до 1020 см (борозды), из которых могут возникнуть промоины и овраги.

Интенсивность протекания делювиального процесса зависит от:

• количества стекающей воды;

• скорости стекания;

• разрушающего действия капель дождя;

• свойств грунта;

• сомкнутости растительного покрова; ? неровностей в микрорельефе склона.

Важнейшим из перечисленных факторов является характер растительного покрова (наличие или отсутствие дерновины на склоне). В связи с этим наиболее благоприятна для протекания процесса семиаридная обстановка степей и саванн. В гумидных условиях процесс протекает только на склонах, лишенных растительности. В лесах и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью даже на крутых склонах.

Хотя энергия ("живая сила") таких потоков воды очень мала, они в состоянии проводить большую работу, смывая мелкие частицы продуктов выветривания и отлагая их у подножья склонов, где формируются делювиальные отложения, или делювий.

СЛАЙД 54

Фотообраз делювиального смыва

СЛАЙД 55

Отложения, возникшие в результате накопления у подножия склонов частиц почвы или грунта, смытых с этих склонов дождевыми и талыми водами, называются делювием.

Чаще всего он представлен суглинками или супесями.

Характерные черты строения делювия:

• отсутствие слоистости или грубая слоистость, параллельная склону,

• слабая сортировка материала, крупность которого, как правило, уменьшается по мере удаления от подошвы склона;

• вертикальная отдельность;

• пористость 30-50%; ? карбонатность;

• наличие горизонтов погребенных почв.

Накопление делювия - импульсивное. Средняя интенсивность осадконакопления - десятые доли мм/год.

Делювий слагает шлейфы или покровы, форма которых близка к тупоугольному треугольнику высотой в первые десятки метров и основанием в сотни метров и первые км. В верхней части шлейфа мощность делювия незначительна, над погребенной подошвой склона она возрастает до максимума (может достигать 10-15 м) и вновь утоньшается к периферии.

Для делювия характерны признаки водной сортировки, которая выражается в уменьшении крупности материала, слагающего шлейф, к его периферии. В вертикальном разрезе делювиальных отложений наблюдается уменьшение крупности снизу вверх.

В полных типичных разрезах делювия выделяются три фации:

• верхняя (присклоновая) - обогащена наиболее грубым материалом, выполняет тупой угол конуса;

• срединная - с более мелким материалом и четкой слоистостью;

• периферическая (или низовая) - сложена наиболее тонким материалом, имеет наибольшее распространение.

В процессе накопления делювия границы фаций постоянно смещаются в зависимости от интенсивности плоскостного смыва, зависящей от количества осадков или талых вод. Слоистость обычно параллельна склону или поверхности шлейфа и выражена в чередовании материала различного механического состава и разного тона окраски. Наиболее четко слоистость прослеживается в относительно грубых разностях горного делювия. В тонкозернистых суглинистых и глинистых разностях, преобладающих в делювии равнинных стран, слоистость слабее или вообще незаметна.

Для стратиграфии квартера наибольшее значение имеет делювий равнин. Здесь в толщах делювия широко распространены погребенные почвы, свидетельствующие о длительных перерывах в его образовании. Погребенные почвы формировались в период времени, когда склоны покрывались сплошным покровом растительности, что могло происходить в периоды потепления и увлажнения климата. Таким образом, разрезы делювия благоприятны для разработки детальной климатостратиграфии квартера.

СЛАЙД 56

Фотообраз строения делювиального шлейфа

СЛАЙД 57

Развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педипленах и поверхностях выравнивания

Склоновые процессы ведут к выполаживанию склонов и сглаживанию рельефа. Исследованиям процессов выравнивания было посвящено много работ.

Пенеплены

Длительный тектонический покой, переживаемый какой-либо территорией, приводит к выполаживанию некогда образовавшихся на ней неровностей как эндогенного, так и экзогенного генезиса агентами склоновой денудации (при непременном участии выветривания). Это приводит к их "съеданию", понижению водораздельных пространств и формированию невысокой, слегка волнистой равнины, которую Уильям Дэвис в 1889 г. предложил назвать пенепленом.

Пенеплен - это денудационная равнина на складчатом и/или кристаллическом субстрате ("срезанным" горам), выровненная в условиях тектонического покоя комплексом экзогенных процессов. Пенеплен представляет собой поверхность полной компенсации геологических структур экзогенными процессами (денудацией). Он возникает как завершающая поверхность в конце крупных геоморфологических циклов (мега- и, возможно, макроциклов). Пенеплен является планетарной поверхностью и не может сохранять рельеф, более древний, чем он сам. Он часто перекрыт корой химического выветривания, мощность которой может достигать десятков метров.

СЛАЙДы 58-59

Фотообразы пенепленов

СЛАЙД 60

Педиплены и педипленизация

Развитие склонов и образование денудационных выровненных поверхностей может происходить и путем отступания склонов параллельно самим себе. Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина - педипленом. Начальной формой педипленизации является образование педимента - полого наклоненной (3-5°) денудационной равнины, выработанной на коренных породах у подножия отступающего склона, покрытой слоем рыхлых отложений.

Склоны какой-либо возвышенности или горы отступают не только параллельно себе, но и навстречу друг другу. Благодаря этому происходит как бы "оседание" горного рельефа со всех сторон. В результате педименты сливаются в единую выровненную поверхность - педиплен.

Формирование системы педиментов в виде "предгорной лестницы" в горах впервые описано Вальтером Пенком, на равнинах - Лестером Кингом. Л.Кинг считал, что для образования педипленов наиболее благоприятен аридный или полуаридный климат. По его мнению, в условиях полупустынь главными факторами формирования педипленов являются ливневый снос, а также интенсивное физическое выветривание и гравитационные процессы - обвалы, осыпи и др.

Н.В.Башенина и М.В.Пиотровский в целом разделяли взгляды Л.Кинга, однако отмечали, что и педипленизация и пенепленизация возможны в разных климатических зонах, но в каждой из них эти процессы имеют свои особенности.

В условиях аридного и полуаридного климата развитие склонов преимущественно приводит к формированию педиментов, а при их слиянии - педипленов и останцовых гор. Для областей педипленизации вообще характерны останцы, поскольку сам механизм процесса делает неизбежным их образование независимо от геологического строения.

Во влажных тропиках, где широко развита тропическая солифлюкция, выполаживание и последующее выравнивание рельефа идет одновременно и по пути пенепленизации и по пути педипленизации. Огромное количество влаги переувлажняет грунт, представленный глинистыми продуктами латеритного выветривания, и он сползает. Это приводит к оплыванию и "растеканию" верхних участков склонов и общему снижению рельефа - пенепленизация. Одновременно на крутых склонах активно протекает педипленизация. Н.В.Башенина отмечала, что при этом важную роль играет избыточное увлажнение подошвы склона, создающее эффект "подкопа" под склон - нарушение равновесия в его нижней части передается наверх.

Склоны в таких условиях отступают особенно быстро.

В условиях арктического и субарктического климата главным механизмом образования поверхностей выравнивания вероятно является педипленизация. Морозное выветривание и солифлюкция, а также нивальные процессы приводят к быстромук отступанию склонов, образованию педиментов, а затем - педиплена. Результатом педипленизации в высоких горах Арктики и Субарктики (на так называемых гольцах - оголенных скалистых вершинах, поднимающихся выше границы леса и альпийских лугов) являются "гольцовые террасы" - площадки, выработанные в скальных породах, часто образующие концентрические системы. Базисом денудации для них обычно служат перегибы склонов от более крутого участка к более пологому. Здесь создаются условия для значительного накопления снега, что способствует интенсивной деятельности морозного выветривания, нивальных и солифлюкционных процессов.

Таким образом, для образования педипленов наиболее благоприятны области с контрастным климатом - пустыни и полупустыни, арктическая и субарктическая зоны, а также области умеренной зоны с резко континентальным климатом. В областях влажного и более равномерного умеренного климата, как и в гумидных областях тропической зоны, выравнивание идет примерно при равном участии пенепленизации и педипленизации.

Образование педиментов, педипленов и пенепленов возможно только в условиях нисходящего развития рельефа, т.е. в условиях преобладания экзогенных процессов над эндогенными. При этом происходит общее уменьшение относительных высот и выполаживание склонов. При восходящем развитии рельефа, т.е. при преобладании эндогенных процессов над экзогенными, склоны вновь становятся более крутыми, а образовавшиеся выровненные поверхности испытывают поднятие и в течение какого-то времени (определяется площадью выровненной поверхности и интенсивностью денудационных процессов) могут сохраняться в виде реликтовых форм рельефа. При повторяемости этапов нисходящего и восходящего развития рельефа в горных странах образуется серия денудационных уровней, получивших название "поверхности выравнивания", располагающихся в виде ступеней или ярусов на различных высотах. Каждая такая поверхность может быть не только поднятой, но и деформированной. В платформенных странах деформации более редки, и денудационные уровни могут сохранять свои высотные отметки на очень большом протяжении.

Изучение поверхностей выравнивания (их распространения, рельефа и слагающих кор выветривания) представляет большой интерес. С научной точки зрения - это один из методов воссоздания истории развития крупных территорий, в частности, определения возраста денудационного рельефа и климатических условий прошлых эпох. С прикладной точки зрения - с распространенными на поверхностях выравнивания корами выветривания связаны месторождения многих полезных ископаемых.

СЛАЙД 61

Фотообраз педиплена

Тема 3. Флювиальный рельеф

СЛАЙД 1

Совокупность процессов, осуществляемых поверхностными текучими водами, называется флювиальными.

Флювиальные процессы различаются как по направленности, так и по характеру водных потоков, которые подразделяются на постоянные и временные; русловые и нерусловые; горные, полугорные и равнинные. Типы потоков влияют на интенсивность флювиальных процессов, площадь охватываемой ими территории и характер их проявления во времени и пространстве, что напрямую отражается как на облике флювиальных форм, так и на составе, мощности и строении формируемых ими отложений.

Заметим, что уже рассмотренный нами делювиальный процесс следовало бы относить к флювиальным. Однако мы понятие "флювиальные процессы" будем рассматривать в узком смысле, имея в виду только процессы и явления, осуществляемые линейными потоками воды (водотоками).

СЛАЙД 2

Флювиальные процессы включают размыв земной поверхности, перенос и отложение продуктов размыва. Благодаря этому одновременно образуются как выработанные эрозионные формы рельефа, так и коррелятные им аккумулятивные образования. Эрозионные и аккумулятивные процессы противоположны по воздействию на рельеф, но едины по существу, совершаются одновременно одним и тем же потоком и не способны существовать и развиваться отдельно друг от друга. В совокупности они составляют эрозионно-аккумулятивный процесс. При этом эрозия осуществляется лишь в том случае, если на преодоление сопротивлений и на перенос обломочного материала тратится только часть энергии потока. В противном случае переносимый потоком материал будет аккумулироваться.

Размыв и аккумуляция часто сменяют друг друга во времени и пространстве, поэтому не существует геоморфологических комплексов, где были бы развиты лишь формы одного из этих двух генетических типов. Можно только различать области преобладающей эрозии и преобладающей аккумуляции. Однако на суше эрозионные формы рельефа более развиты и распространены, чем аккумулятивные, поскольку значительная часть обломочного материала, переносимого водотоками, выносится в моря и океаны и откладывается на дне, образуя толщи морских осадочных пород.

Перенос (транспортировка) материала, полученного в результате эрозии и впоследствии слагающего аккумулятивные формы рельефа, осуществляется несколькими способами:

• волочением обломков по дну,

• сальтацией

• переносом частиц во взвешенном состоянии,

• в растворах, ? в виде обломков, вмерзших в лед.

Движение донных наносов зависит от скорости течения - максимальная масса частицы, которую может переносить поток, пропорциональна шестой степени скорости течения. Это объясняет большую разницу в величине обломков, переносимых горными и равнинными реками или одной и той же рекой в межень и в половодье, когда с увеличением массы воды увеличивается и скорость ее течения.

Соотношение обломочного материала с растворенными веществами зависит от характера водотока, состава пород, слагающих его бассейн, источника его питания и климата. Несмотря на слабую минерализацию вод большинства водотоков, перенос ими растворенных веществ исчисляется миллионами и десятками миллионов тонн.

При транспортировке происходит сортировка и окатывание обломочного материала. Окатывание происходит вследствие ударов и трения обломков друг о друга, а также о дно и берега водотока. В результате глыбы превращаются в валуны, щебень - в гальку, дресва - в гравий. При переносе обломки не только окатываются, но и истираются: валуны переходят в гальку, галька - в гравий, гравий в песок. Таким образом, вниз по течению флювиальные отложения становятся все более мелкими, если только в описанный процесс не вмешиваются посторонние факторы. Вниз по течению меняется и состав отложений, что определяется неравномерностью истирания разных по составу обломков. В процессе транспортировки также происходит сортировка обломков по массе и величине.

СЛАЙД 3

Различия аллювия по степени сортированности и окатанности

СЛАЙД 4

Основные закономерности эрозии

Как уже говорилось, в пределах суши эрозионные формы рельефа преобладают над аккумулятивными.

Эрозионная работа водотока осуществляется за счет

• живой силы потока,

• корразии - воздействия на дно и берега влекомыми потоком обломками,

• химического воздействия на породы, слагающие дно и берега реки.

Наибольшее значение имеет живая сила, или энергия потока, которая может быть выражена формулой

F=mv2/2,

где F - энергия потока, m - масса воды, v - скорость течения.

При этом масса воды пропорциональна расходу потока, а скорость течения находит выражение в формуле Шези:

где c - коэффициент, зависящий от шероховатости русла, R - гидравлический ради-

ус (отношение площади живого сечения водотока к смоченному периметру русла), i - уклон.

Таким образом, чем многоводнее поток и круче уклон, тем больше его живая сила и эродирующая способность. Однако (как уже тоже говорилось) поток будет осуществлять эрозионную деятельность лишь в том случае, если на перенос твердого материала и на преодоление сопротивления расходуется только часть его энергии.

Эрозия подразделяется на глубинную (донную), направленную на углубление (врезание) русла водотока, и боковую, ведущую к его расширению. В работе любого водотока почти всегда можно обнаружить признаки обоих видов эрозии. Однако их интенсивность будет меняться в зависимости от уклона русла, геологического строения территории, по которой протекает водоток, стадии развития водотока и ряда других причин. Преобладание того или иного вида эрозии отражается, прежде всего, на морфологии долин потоков: узкие, глубокие и относительно спрямленные долины свидетельствуют об интенсивном врезании; широкие, плоскодонные долины с прихотливо извивающимися руслами говорят о преобладании боковой эрозии.

СЛАЙД 5

Базис эрозии

Ширина долины водотока зависит от величины этого водотока, состава прорезаемых пород, уклона местности и др.факторов.

Углубление русла происходит не беспредельно и ограничивается, прежде всего, уровнем водного бассейна, куда он впадает. Этот уровень называется базисом эрозии.

Общим базисом эрозии для русловых водотоков является уровень Мирового океана.

Наряду с ним различают

• региональные базисы эрозии - крупные аллювиальные низменности, особенно типа предгорных и межгорных впадин;

• местные базисы эрозии - могут располагаться на любой высоте. Например, местным базисом эрозии является уровень дна долины по отношению к прилегающей поверхности водосбора (поскольку уровень воды в главной реке является базисом эрозии впадающих в нее притоков).

• временные базисы эрозии - их возникновение чаще всего определяется геологическим строением русла потока. Например, пересекающие русло выходы прочных пород вызывают замедление врезания и в течение какого-то времени (до полного размыва данной неровности) профиль русла на участке выше этого выхода будет приспосабливаться к такому базису.

СЛАЙД 6

Продольный профиль равновесия

В процессе врезания водотока его продольный профиль подвергается существенной переработке, в ходе которой он закономерно меняет свою форму. Этот процесс ограничен двумя пограничными состояниями профиля:

• невыработанный профиль (начальная стадия разработки речной долины) - характеризуется наличием водопадов (ложе потока образует уступ, с которого падает вода), порогов (небольшие положительные неровности русла), быстрин (участки русла с более крутым падением). Неровности продольного профиля созданы до заложения долины и бывают обусловлены геологическими (вещественный состав пород и структурные формы) и климатическими факторами. В пределах невыровненного профиля участки аккумуляции часто сменяются участками эрозии.

• выработанный (предельный) профиль - имеет форму плавной вогнутой кривой параболического типа, к достижению которой "стремится" любой водоток. В каждой точке такого профиля живая сила потока уравновешена сопротивлением пород ложа размыву, а транспортирующая способность потока выровнена по всей его длине. Он может быть выработан только при однородном составе пород, размываемых водотоком на всем его протяжении, и при постепенном увеличении количества воды по направлению от истока к устью. В природной обстановке эти условия невыполнимы из-за сложности и изменчивости географических и геологотектонических условия, в которых вырабатывается русло.

В реальности если основные параметры, определяющие живую силу водотока, сохраняются, то со временем неровности его русла сглаживаются и вырабатывается выровненный (относительно базиса эрозии) профиль.

СЛАЙД 7

Регрессивная эрозия. Речные перехваты

К числу общих закономерностей работы водотоков относится регрессивная (или пятящаяся) эрозия, в результате которой водотоки, заложившиеся на склонах речных долин, продвигаются своими вершинами вглубь междуречий.

В ходе этого процесса верховья рек, расположенных на противоположных склонах водораздельного хребта и продвигающихся навстречу друг другу, могут настолько сблизиться, что между ними начнется борьба за область питания. Эта борьба всегда решается в пользу реки, обладающей большей живой силой; она может захватить область питания, а иногда - и исток менее активной реки. В итоге [см.слайд] происходит перехват (обезглавливание) реки R рекой K и образование общего стока (более активная река направляет водный поток перехваченной реки в свое русло).

Участок долины, прорезающий водораздел, является сквозным и называется эпигенетическим, т.е наложенным на ранее существовавший рельеф.

СЛАЙД 8

Схема обезглавливания реки

СЛАЙД 9

Типы речных перехватов Выделяется три типа речных перехватов:

• боковой - река, имеющая более глубокую долину, достигает русло другой реки в какой-либо (не головной) части течения;

• вершинный - река, имеющая более глубокую долину, путем регрессивной эрозии достигает русло другой реки в ее головной части;

• перехват соприкосновения - долины двух соседних рек в результате боковой эрозии приходят в соприкосновение, и река, имеющая более глубокую долину, перехватывает воду реки, днище которой располагается на более высоком уровне.

СЛАЙД 10

Селективная эрозия

Еще одной общей особенностью эрозионной работы является ее избирательность (селективность). При выработке русла поток выявляет наиболее податливые для врезания участки, приспосабливаясь к выходам более легко размываемых пород или к участкам, где сопротивляемость пород ослаблена в результате нарушенности их залегания: к осевым зонам складок, тектоническим трещинам, разломам, зонам дробления и т.п.

СЛАЙД 11

Генетический ряд эрозионных форм равнинных территорий

Все эрозионные формы могут быть выстроены в единый генетический ряд:

• эрозионные борозды - возникают на делювиальных склонах при переходе от плоскостного смыву к линейному. Глубина до 30 см, ширина равна или немного превосходит глубину. Поперечный профиль - V-образной или ящикообразный. Стенки крутые, часто отвесные; после прекращения стока быстро выполаживаются. Обычно располагаются на расстоянии в несколько метров друг от друга, образуя разветвленную систему. Вниз по склону, по мере увеличения количества стекающей воды, увеличивается их глубина и морфологическая выраженность;

• рытвины (промоины) - развиваются из наиболее крупных борозд. Глубина - до 1-2 м, ширина - 2,-2,5 м. Склоны крутые, местами отвесные. Поперечный профиль обычно V-образный; продольный профиль (как и у эрозионных борозд) повторяет продольный профиль прорезаемого склона, только в несколько сглаженном виде.

Располагаются на расстоянии первых десятков метров друг от друга;

• овраги - образуются из наиболее крупных и быстро растущих рытвин в результате их углубления и расширения. Глубина 10-20 м и более, ширина (расстояние между бровками) - 50 м и более. Склоны крутые, часто отвесные. Поперечный профиль V-образный, иногда имеют плоское дно шириной до нескольких метров. Обладают собственным продольным профилем, отличным от профиля прорезаемого склона;

• балки - эрозионные формы, часто образующиеся из оврагов на равнинах; в условиях слабого углубления происходит расширение оврага, выработка плоского дна, пологих склонов и их закрепление растительностью;

• речные долины - долины с постоянным водотоком - наиболее полно развитая типичная и распространенная флювиальная форма.

Переход одних форм данного ряда в другие или возникновение одних форм из других не обязателен.

СЛАЙД 12

Проявления делювиального смыва

СЛАЙД 13

Преобразование эрозионных ложбин в рытвины

СЛАЙДы 14-15

Фотообразы комплекса эрозионных рытвин (бедленд)

СЛАЙД 16

Временные водные потоки и их особенности

Временные и постоянные водотоки (реки) отличаются друг от друга гидрологическим режимом - если реки характеризуются сменой периодов устойчивых уровней (межени) периодами половодий, то временные водотоки не имеют постоянного питания грунтовыми водами и характеризуются отсутствием межени.

Скорость подъема воды у временных потоков обычно весьма велика. Так, в Поволжье интенсивность подъема воды в оврагах во время летних ливней составляет 0,30,5 м/час, иногда достигая нескольких метров в час; интенсивность подъема уровня воды в крупных реках составляет всего несколько см в час. В среднем и нижнем течении временных водотоков можно наблюдать волну, лобовая часть которой имеет крутизну до 20°.

Воздействие рек и временных потоков на грунты, слагающие их ложе, совершенно различно вследствие:

• разных гидравлических особенностей паводка;

• различия свойств грунтов, находящихся в условиях постоянного или переменного увлажнения.

Густота сети временных потоков мало зависит от климатических условий, тогда как для рек густота сети является прямой функцией влажности климата.

Среди временных русловых потоков выделяются: ? временные потоки равнин (овраги);

• временные горные потоки.

СЛАЙД 17

Овраги Овраг - это активная эрозионная форма, наиболее подвижной частью которой является его вершина - в результате регрессивной эрозии она может выйти за пределы склона и продвинуться в пределы междуречий.

Растущая вершина оврага может иметь различный вид. Часто овраг начинается отвесным уступом - вершинным перепадом высотой 1,0-3,0 м, который со всех сторон окружен полого наклонённой к нему поверхностью. Иногда в вершинах оврагов наблюдаются водосборные понижения - нечетко выраженные понижения эллипсовидной, округлой или округло-лопастной формы в плане. Выше вершины могут располагаться слабо углубленные ложбины, которые заканчиваются безрусельными понижениями типа деллей - потяжинами. Эти ложбины в комплексе с потяжинами в большинстве случаев и являются причиной возникновения оврагов.

Овраги, заложившиеся по ранее существовавшим эрозионным формам, называются донными, вторичными или вложенными, а возникшие на склонах речных долин и развившиеся из более мелких эрозионных форм - береговыми или первичными.

С ростом оврага в длину и выработкой продольного профиля эрозионная сила стекающей воды уменьшается. Склоны оврага выполаживаются, на них появляется растительность. Дно при этом расширяется как за счет продолжающейся боковой эрозии, так и за счет отступания склонов в результате склоновых процессов. Овраг превращается в балку. Этот процесс начинается с нижней, наиболее древней части оврага и постепенно распространяется вверх. В дальнейшем в дно балки может снова врезаться овраг. В результате на склонах балки образуются балочные террасы.

СЛАЙДы 18-20

Фотообразы оврагов

СЛАЙД 21

Овражный (балочный) аллювий

На дне оврагов и балок накапливается так называемый овражный или балочный аллювий, отличающийся низкой степенью сортировки материала. Наиболее грубый материал обычно приурочен к нижней части разреза, более тонкий - к верхней части. Однако и тот, и другой отсортированы плохо, песчано-суглинистый материал "засорен" щебнем и плохо окатанными валунами, слоистость грубая, не всегда четко выражена.

Выносимый из оврагов и балок материал, если не уносится рекой, откладывается у устья, формируя конусы выноса [см.далее].

СЛАЙД 22

Временные водотоки в горах

Несколько специфична деятельность временных водотоков в горах, характеризующаяся высокой интенсивностью разрушительной работы.

В верховьях таких водотоков обычно образуются четко выраженные в рельефе водосборные воронки, склоны которых прорезаны эрозионными бороздами и рытвинами, ветвящимися сверху и сходящимися к основанию воронки, откуда начинается канал стока. Этот канал представляет собой тянущуюся вниз по склону глубокую узкую рытвину с Vобразным поперечным сечением. У ее нижнего конца формируется конус выноса.

Особенно большую работу временные водотоки горного типа осуществляют в условиях жаркого и сухого климата. Здесь на склонах, лишенных растительности, интенсивно протекает выветривание, в результате чего в нижних частях склонов и в понижениях рельефа скапливаются огромные массы рыхлого материала. Во время сильных ливней (свойственных аридным областям) или интенсивного весеннего снеготаяния они подхватываются быстро текущей с гор водой и превращаются в грязекаменные потоки - сели, борьба с которыми проблематична даже при использовании современных технических средств.

В районах с аридным климатом в предгорьях за счет слияния многочисленных конусов выноса формируются обширные пролювиальные равнины, обычно имеющие волнистый продольный профиль. Состав пролювия и распределение в нем материала зависит от тех же факторов, которые определяют строение конусов выноса оврагов.

СЛАЙД 23

Пролювий

Итак, обломочный материал, переносимый временными водотоками, отлагается в устьевых частях оврагов или каналов стока горных потоков, образуя конусы выноса.

Близкими по механизму накопления и особенностям отложений являются сухие (субаэральные) дельты, образованные реками, впадающими в низменность, где по разным причинам вода иссякает и перестает течь по поверхности. Откладываемые при этом осадки формируют крупные и очень плоские конусы, в вершинах которых накапливается грубообломочный материал (галечники), а по периферии - суглинки, часто имеющие лёссовидный облик. Обычно сухие дельты образуются в пустынях и полупустынях потоками, выходящими в предгорные и межгорные котловины. Наибольшая длина наземных дельт превышает 40 км.

По сравнению с сухими дельтами конусы выноса имеют значительно меньшие размеры, но морфологически выражены ярче. Угол падения поверхности конуса значителен и зависит от размываемых пород и рельефа местности. Отложения, его слагающие, разнообразны по составу; они чаще состоят из несортированного или плохо сортированного материала, который обычно не окатан.

Все отложения устьевых выносов временных водотоков и иссякающих рек называются пролювием.

Главной особенностью строения пролювия является литологическая зональность, которая проявляется в пролювиальных образованиях любого масштаба и заключается в изменении состава отложений от вершины конуса к его периферии от галечно-гравийного через песчаный до глинисто-алевритового. По составу и способу отложения пролювия в строении конуса можно выделить несколько зон, в пределах которых накапливаются определенные фации пролювия. Рассмотрим их на примере строения сухой дельты:

• вершинная зона - сложена русловыми фациями аллювия - хорошо окатанным материалом, крупность которого зависит от параметров реки. Обычно это валунные галечники с примесью гравия и песка, отложенные ее главным руслом;

• переходная зона - сложена гравийно-песчано-глинистыми отложениями с отдельными струями галечников, отложенными в руслах, на которые разветвляется главное русло реки.

Материал, накапливающийся в этих двух зонах, где происходит быстрое падение скорости потока и быстрое отложение влекомого материала, формирует потоковую фацию пролювия.

• периферическая зона - сформирована частными веерами выноса, отложившимися вследствие иссякания (в результате просачивания и испарения) воды в рукавах, на которые в пределах предыдущих двух зон дробилось русло реки. При этом накопление песков, супесей, суглинков и глины происходит последовательно - сверху вниз по течению. Накапливающаяся здесь фация называется веерной. ? передняя, или застойноводная зона - формируется в дельтах, развитых на обширных предгорных равнинах, где достаточно пространства для полной дифференциации переносимого материала. Здесь при половодьях и паводках образуются временные разливы, а также разгружаются грунтовые воды дельты, подпруженные суглинисто-глинистыми отложениями самой зоны. В результате возникают заболоченные пространства или озера, где накапливаются глины, илы, а иногда - пресноводные карбонатные осадки. Накапливающаяся здесь фация носит название застойноводная.

Характерными особенностями пролювия служат:

• залегание в форме покровов, наличие следов разветвлённой сети потоков,

• плохая сортированность и окатанность,

• окисленность,

• редкость органических остатков.

СЛАЙДы 24-28 Фотообразы пролювиальных образований.

Презентация - Часть 2

СЛАЙД 1 Реки

Постоянные водотоки - реки - в процессе своей деятельности вырабатывают линейные отрицательные формы рельефа, называемые речными долинами. Начало реке дают грунтовые воды, вскрытые в результате углубления эрозионных форм рельефа.

Особенностью речных долин является их транзитность по отношению к климатической зональности и тектоническому районированию. Иными словами, они существуют во всех климатических поясах и зонах (кроме районов, скрытых подо льдом) и в различных структурных обстановках, часто переходя из одной зоны в другую.

Реки - главные переносчики материала с суши в моря и океаны (среднегодовые объемы речного сноса превышают 15 млрд т).

Основными элементами речной долины являются:

• русло;

• пойма, или луговая терраса ? надпойменные террасы;

• коренные эрозионные склоны.

СЛАЙД 2

Русло реки

Русло - наиболее пониженная часть речной долины, по которой происходит сток воды в межень. Именно в пределах русел совершается вся геологическая работа, производимая рекой - эрозия (глубинная и боковая), транспортировка и аккумуляция аллювия.

Форма русла в плане свидетельствует об особенностях совершаемой в них работы:

• прямолинейное - как правило, преобладает глубинная эрозия с транзитным переносом обломочного материала;

• меандрирующее (изгибающееся) - происходит боковая эрозия с перестиланием аллювия и с ослабленным локальным углублением [см.ниже];

• фуркирующее (разветвляющееся, состоящее из островов и разделяющих их проток) - аккумуляция переносимого потоком материала преобладает над эрозией [см.ниже].

Все перечисленные процессы могут быть вызваны как климатическими факторами (определяют водоносность реки и ее изменения), так и тектоническими деформациями (меняют уклон поверхности). В обоих случаях происходит изменение энергии потока: в первом случае - за счет массы воды; во втором - за счет ее скорости [см.выше].

В пределах одной долины может происходить многократное чередование участков с различной формой русла и, соответственно, с различными процессами, в нем протекающими. Это говорит о том, что река находится в разных динамических состояниях (фазах) - врезания, равновесия или аккумуляции, каждой из которых будет соответствовать специфический тип аллювия [см.ниже].

СЛАЙД 3

Независимо от ширины русла рек и его морфологии в плане, в его строении имеются общие черты. В русле каждой реки наблюдаются перекаты и плёсы, чередующиеся вдоль течения реки, тем самым нарушая равномерность уклона речного дна. Типичный для равнинной реки перекат - асимметричная песчаная гряда, пересекающая русло под углом 20-30°. Его склон, обращенный навстречу течению, отлогий, а совпадающий с направлением течения (так называемое подвалье) - крутой (15-30°). Примыкающие к берегам и возвышающиеся над меженным уровнем части переката называют побочнями.

Большинство перекатов перемещается вниз по течению реки, преимущественно - во время половодья со скоростью от нескольких дециметров до нескольких сотен метров в год.

Глубокая часть русла у противоположного побочню берега называется плёсовой лощиной, или плёсом, а седловина между побочнями - корытом переката. Корыто переката обычно ориентировано под углом 20-50° к продольной оси русла, и меженный поток реки, огибая побочень, переходит на участке переката от одного берега к другому. Так же ведет себя и стрежень3 реки.

У меандрирующих рек плёсы приурочены к вогнутым участкам берега, перекаты пересекают ось реки под острым углом от выпуклого участка берега одной излучины к выпуклому участку следующей.

СЛАЙД 4

Фотообраз стрежня

СЛАЙД 5

Фуркация

Разделение русла (фуркация) и образование островов обычно служит признаком повышенной аккумуляции на данном участке реки. Особенно много островов, делящих русло на множество рукавов, наблюдается:

• в дельтах рек,

• при выходе горных рек на равнину,

• в местах пересечения рекой развивающихся отрицательных геологических структур, ? в межгорных впадинах, расположенных между растущими хребтами.

Во всех этих случаях аккумуляция материала является следствием падения скорости течения в связи с уменьшением уклонов. Большинство таких островов по высоте не превышает пойму и затапливается в половодье.

Общая схема образования аккумулятивного острова: в стрежневой зоне реки удельный расход наносов обычно максимален, поэтому при общем замедлении скорости течения интенсивность аккумуляции здесь больше, чем у берегов. На стрежне вырастает осерёдок (не закрепленная растительностью отмель, немного поднимающаяся над уровнем межени), что приводит к разделению русла на протоки. В стрежневой зоне каждой из проток также может образоваться осерёдок, вызывающий более дробное деление потока. С течением времени осерёдок покрывается растительностью, наращивается за счет аккумуляции наносов в половодье и постепенно становится островом, который за счет размыва верхней по течению части и наращивания нижней перемещается вниз по реке.

СЛАЙД 6

Фотообраз реки с бифуркацией.

СЛАЙД 7

Меандрирование

Для равнинных и полугорных рек, находящихся в стадии врезания или стабильного состояния продольного профиля характерна извилистость. Менее характерны излучины для рек в стадии аккумуляции. Лучше всего излучины (меандры) развиты у равнинных рек, несущих много наносов.

Полная излучина состоит из двух изгибов - колен, в пределах каждого из которых различают вершину и крылья изгиба.

Элементы излучин:

• шаг излучины L - проекция излучины на продольную ось долины;

• радиус кривизны излучины r;

• стрела прогиба h - расстояние от вершины колена до продольной оси долины;

• шпора - пространство суши внутри изгиба;

• ширина пояса меандрирования В - удвоенная величина стрелы прогиба; поскольку существует предел роста излучин, зависящий от массы воды и скорости течения, каждая река характеризуется определенной шириной меандрового пояса; ? коэффициент извилистости - отношение длины излучины, измеренной по оси русла, к ее проекции на продольную ось долины. В среднем он равен 1,5, а на отдельных участках достигает 2 и более.

В плане излучины могут иметь различную форму. У равнинных рек чаще всего сегментные излучины, образованные дугами круга. Распространены синусоидальные (преимущественно на полугорных реках) и омеговидные излучины (на малых равнинных реках). У омеговидных излучин шпора пережата у основания крыльев, где образуется шейка излучины. Реже встречаются сундучные и заваленные излучины. Нередки сложные излучины, имеющие вторичные изгибы.

СЛАЙД 8

Генетическая классификация меандров По генезису меандры подразделяются на:

• первичные - обусловлены рельефом земной поверхности, на которой заложился водоток; характеризуются невыдержанностью размеров радиусов кривизны и неправильностью изгибов;

• вторичные - формируются в результате работы водотока; подразделяются на: o вынужденные - образуются в результате отклонения русла каким-либо препятствием (выходом скальных пород на дне долины, конусами выноса боковых притоков и т.п.). Характеризуются невыдержанностью размеров и отсутствием закономерностей в конфигурации и расположении;

o свободные, или блуждающие - создаются рекой среди аллювия, слагающего пойму. Их форма, размеры и динамика определяются водоносностью и режимом реки (радиус кривизны прямо пропорционален ширине русла; отношение шага меандра к ширине русла обычно варьирует от 6 до 12, при этом у мелких (маловодных) и медленно текущих рек кривизна излучин больше, а ширина пояса меандрирования меньше, чем у крупных (многоводных) и быстро текущих). Берега свободных излучин смещаются в продольном и в поперечном направлениях по отношению к оси долины реки

[причины будут рассмотрены при описании формирования поймы]; o врезанные - образуются из свободных в результате интенсивной глубинной эрозии. В каждую такую излучину входит выступ коренного склона долины реки или ее надпойменных террас, т.е. изгибы долины повторяют изгибы русла. Размеры врезанных меандр обычно больше, чем свободных. Они также смещаются вниз по течению и в поперечном к оси долины направлении, но скорость этих перемещений многократно ниже, чем у свободных меандр.

Определяя гидравлическую структуру изгиба потока, меандры играют большую роль в формировании пойм и слагающих их фациальных разностей аллювия.

СЛАЙД 9

Фотообразы свободных и вынужденных меандров

СЛАЙД 10

Пойма Пойма - приподнятая над меженным уровнем воды в реке часть днища долины, покрытая растительностью и затопляемая половодьем. Она образуется почти на всех реках с переменным уровнем воды, находящихся на стадии врезания, аккумуляции или стабильного состояния продольного профиля; может отсутствовать только на участках порожисто-водопадного русла и в узких ущельях. Высота зависит от высоты половодья.

В формировании поймы и слагающего ее аллювия главная роль принадлежит боковой эрозии, которая в значительной мере обусловлена первичным меандрированием. Рассмотрим этот процесс на примере развития одной такой излучины.

В потоке каждая капля по инерции стремится двигаться прямолинейно. Поэтому при повороте русла поток устремляется к вогнутому берегу и подмывает его, в результате чего этот берег становится обрывистым и начинает отступать, увеличивая кривизну изгиба русла и ширину долины реки. Так как именно к вогнутому берегу подходят поверхностные струи потока, на водной поверхности возникает поперечный уклон, который вызывает поперечную циркуляцию воды в потоке и перемещение донных струй от вогнутого берега к выпуклому. Это приводит к углублению русла у вогнутого берега, а материал, образовавшийся при подмыве берега и размыве русла, сортируется: глинистые частицы переходят во взвешенное состояние и уносятся вниз по течению, основная часть песчаного материала выносится к выпуклому берегу и там отлагается, а наиболее крупный материал остается в самой глубокой части реки и покрывает ее.

Наиболее интенсивно река работает в половодье, когда увеличиваются масса воды и скорость ее течения (т.е. резко возрастает живая сила потока). С падением уровня воды накопившийся у выпуклого берега песчаный материал обнажается и образует прирусловую отмель.

Этот процесс, повторяясь из года в год, приводит к смещению русла в сторону вогнутого берега и к расширению прирусловой отмели, песчаные осадки которой, двигаясь за отступающим руслом, постепенно перекрывают крупнообломочный материал, скопившийся в самой глубокой части русла. Прерывистость процесса наращивания прирусловой отмели (причленение новых "порций" аллювия происходит в период половодья) отражается в рельефе - в образовании системы параллельных дугообразных гряд (или грив) высотой до нескольких метров, разделенных ложбинами.

Прирусловая отмель заливается полностью только в половодье. Высота полых вод над отмелью и скорость их течения значительно меньше, чем в русле, и они не мешают появлению на отмели растительности, которая оказывает сопротивление движению полых вод и снижает скорость их течения. В результате в пределах затопленной отмели создаются благоприятные условия для оседания взвешенных частиц. Со временем песчаные отложения расширяющейся отмели перекрываются более тонким материалом - прирусловая отмель постепенно превращается в пойму.

СЛАЙД 11

Строение поймы

Следствием процесса образования поймы является участие в ее строении различных типов аллювия.

В основании залегает перлювий - грубообломочный валунный или галечниковый материал, возникающий при промывании осадков, попавших в поток в результате подмыва вогнутого берега. Этот материал может чередоваться с линзами илов, отлагающихся на дне плёсов в период межени.

Над перлювием залегает русловой аллювий, в основном сложенный песками, часто с включением гальки и гравия и, как правило, характеризующийся хорошо выраженной косой слоистостью.

Еще выше располагается пойменный аллювий, состоящий, главным образом, из супесей и суглинков с нечеткой горизонтальной или слегка волнистой слоистостью.

СЛАЙД 12

Формирование поймы и меандрового пояса Вернемся к процессу формирования поймы.

Ударяясь о вогнутый берег, вода в реке отклоняется, переходит ниже по течению к противоположному берегу и подмывает его. Поэтому в долине реки наблюдается чередование вогнутых (подмываемых) и выпуклых (намываемых) берегов.

Меандры перемещаются не только в сторону вогнутого берега, но и вниз по течению. На это влияют две основные причины:

а) наличие двух зон ускорения и двух зон замедления потока на изгибе, вследствие чего растущие отмели обычно располагаются в верхней половине излучины у вогнутого берега, а в нижней половине излучины - у выпуклого берега;

б) перелив вод высокого половодья, пересекающих излучину по направлению, близкому к хорде. При переливе происходит сильный размыв берега, обращенного навстречу потоку, а продукты размыва переносятся вдоль берега на защищенную от прямого набегания течения часть излучины.

В результате выступы коренного берега постепенно срезаются и образуется ящикообразная долина, ширина которой равна ширине пояса меандрирования.

Большая часть плоского дна такой долины занята поймой, где формируются свободные меандры, которые при перемещении могут менять свою форму. Так, если преобладает боковое перемещение, сегментная излучина вследствие размыва вогнутых берегов превращается в омеговидную. У крутой излучины шейка размывается с обеих сторон и становится настолько узкой, что в половодье может быть прорвана. В образовавшемся прорыве уклон русла резко увеличивается и начинает быстро углубляться, и сюда переходит основное течение реки. Верхняя часть петли прорванной излучины быстро мелеет, а остальная сохраняется сначала в виде затона (изолирован от меженного течения только в верхней части), а затем в виде старицы - пойменного озера.

В старицах формируется старичный аллювий. Поскольку осаждение материала в старицах большую часть года происходит в спокойной среде, она в основном заполняется илами и глинами с тонкой горизонтальной слоистостью, среди которых встречаются песчаные линзы, образующиеся при прохождении через старицу полых вод. Сверху часто залегает торф, накапливающийся на болотной стадии развития старицы.

Итак, образование поймы и слагающих ее типов аллювия у меандрирующих рек является результатом смещения излучин. Зачаточной поймой у таких рек является прирусловая отмель. У фуркирующих рек зачаточной поймой является осерёдок, который, постепенно разрастаясь и превращаясь в пойму, способствует размыву и отступанию обоих берегов одновременно.

Мощность аллювиальных отложений пойм различна, но не может превышать разницу высот между самым глубоким местом в реке и максимальным уровнем половодья, если только в работу реки не вмешиваются другие процессы. Такую мощность аллювия называют нормальной. Наблюдаемое местами повышение мощности аллювия может указывать на усиленную аккумуляцию, например, вследствие тектонического опускания участка, по которому протекает река, уменьшение - на интенсивное врезание реки при тектонических поднятиях.

Мы рассмотрели процесс образования и соотношения различных типов аллювиальных отложений, характерный для равнинных рек. Поймы горных рек изучены сравнительно плохо. Обычно они уже, чем у равнинных рек, а пойменный и старичный аллювий практически отсутствует. Русловой аллювий часто представлен маломощной толщей крупногалечниковых наносов и валунами, залегающими на цоколе из коренных пород или на крупных глыбах, скатившихся с горных склонов.

СЛАЙД 13

Рельеф поймы равнинной реки

Сформировавшиеся поймы продолжают развиваться. В процессе смещения свободные меандры видоизменяются, а слагающий их аллювий неоднократно переотлагается. Особенно интенсивно изменение поймы протекает во время высоких половодий, когда в русле и на пойме устанавливается единое течение.

Наносы, принесенные на пойму, аккумулируются на ее поверхности. Наиболее интенсивно аккумуляция протекает на участке, прилегающем к руслу, т.к. скорость переходящих из русла на пойму струй воды здесь резко падает из-за уменьшения глубины и увеличения шероховатости дна. Далее скорость потока становится почти постоянной, интенсивность аккумуляции в центральной части пойменного массива убывает, а крупность осевших наносов уменьшается. К тыловой части поймы поток доносит лишь наиболее мелкие частицы. Различие в интенсивности аккумуляции и размерах оседающих частиц приводит к тому, что часть поймы, примыкающая к руслу, оказывается наиболее повышенной. После спада половодья здесь можно встретить скопление свежеотложенных крупных наносов мощностью до нескольких дециметров. Повторение процесса приводит к образованию в этой части поймы прируслового вала.

От прируслового вала поверхность поймы слегка понижается к центру пойменного массива, характеризующегося сглаженным рельефом. Наиболее пониженным оказывается участок поймы, примыкающий к коренному берегу реки или к уступу надпойменной террасы. Низкое положение в рельефе и глинистый состав отложений этой части поймы способствуют ее заболачиванию. В соответствии с часто наблюдаемыми различиями высот отдельных участков поймы и характером слагающих их осадков пойму принято разделять на три части: прирусловую, центральную и притеррасную.

СЛАЙД 14

Река Пекатоника, Висконсин. Развитие долины во времени

СЛАЙД 15

Омеговидные меандры реки Кур.

СЛАЙД 16

Фотообраз пояса меандрирования на примере долины Миссисипи.

СЛАЙД 17

Морфологическая классификация пойм

На основании различий в рельефе у равнинных рек различают сегментные, параллельно-гривистые, ложбинно-островные и обвалованные поймы.

Сегментные поймы характерны для меандрирующих рек. Именно на их примере мы рассматривали процесс формирования поймы. Подчеркнем: дугообразные гривы и разделяющие их межгривные понижения являются результатом процесса переформирования меандр и блуждания русла по дну долины.

СЛАЙД 18

Параллельно-гривистые поймы обычно возникают у крупных рек с широкой долиной и обусловлены смещением реки к одному из склонов. Такая тенденция может быть вызвана влиянием силы Кориолиса или тектоническими движениями. Особенностью рельефа таких пойм является наличие длинных параллельных руслу гряд и разделяющих их понижений. Вдоль межгривных ложбин могут располагаться цепочки вытянутых озер. Параллельно-гривистые поймы (в отличие от сегментных) односторонние - развиты только у одного из берегов долины. Примером является участок поймы р.Ока ниже Рязани.

Обвалованные поймы возникают у рек, пересекающих предгорные равнины. При выходе таких рек на равнину скорость их течения резко падает и влекомый ими материал интенсивно отлагается, в результате чего русло оказывается приподнятым над прилегающей равниной и ограниченным прирусловыми валами высотой до 3 м и более. При высоких половодьях вода, прорвав эти валы-дамбы, заливает значительные территории. Наличие дамб и приподнятость русла создают условия для заболачивания прилегающих территорий и образования плавней (получили развитие в низовьях Терека и Кубани).

СЛАЙД 19

Причленение к берегу или друг к другу островов и кос приводит к образованию проточно-островной поймы.

Процесс образования островов мы обсуждали. Рассмотрим теперь, как формируются косы. Представим пойму, по пологой дуге огибаемую руслом реки. Пересекая затопленную поверхность поймы, поток размывает верхнюю часть уступа. При этом часть материала выносится на поверхность поймы, а другая - остается в русле и переносится вдоль края пойменного массива. На контакте между течением, сходящим с поймы, и течением, идущим по основному руслу, и образуется коса, отделяющая от русла заводи, часто наблюдаемые в низовьях пойменных массивов.

СЛАЙД 20

Динамические условия образования аллювия Итак, в строении пойм равнинных рек выделяют три фации аллювия:

• русловая - слагает нижнюю часть поймы; в ее основании может наблюдаться грубообломочная фация перлювия;

• пойменная - покрывает русловую фацию;

• старичная - образует линзы в русловом аллювии и перекрывается пойменным.

По набору и распространению различных фаций аллювия, их составу, строению и мощности судят о динамической фазе развития поймы, каждая из которых характеризуется определенными динамическими условиями образования.

В зависимости от динамических условий накопления могут сформироваться аллювиальные комплексы четырех типов.

Инстративный (выстилающий) аллювий - образуется в условиях невыработанного продольного профиля реки, когда преобладает глубинная эрозия. На этой фазе развития долины баланс рыхлого материала отрицателен - в реку наносов поступает меньше, чем она может перенести. Инстративный аллювий сложен самым грубым, наименее сортированным и плохо окатанным материалом. В долинах горных рек это валуны и галечники, перемешанные с гравием и грубым песком, равнинных - менее грубые песчано-гравийные отложения со щебнем и галькой. Их мощность весьма изменчива и зависит от количества переносимого материала. Инстративный аллювий слагает эрозионные террасы.

Субстративный (подстилающий) аллювий - формируется на стадии расширения долины, когда глубинная эрозия сменяется боковой. Он слагает нижние (базальные) горизонты аллювия нормальной мощности, которые перекрывают инстративный аллювий и (выходя за его пределы) плоское дно долины и подстилают вышележащий аллювий. Мощность субстративного аллювия 1-4 м. Для него характерна повышенная глинистость и совместное присутствие гальки и неокатанных обломков. Он не перемывается на стадии равновесия, слагает наиболее крупные и богатые аллювиальные россыпи.

СЛАЙД 21

Перстративный аллювий образуется в условиях выработанного или почти выработанного продольного профиля, т.е. в состоянии динамического равновесия между количеством поступающего в реку и выносимого ею рыхлого материала. В процессе смещения свободных меандров река перемывает и сортирует наносы, вымывая тонкий глинистый или песчаный материал. Образующийся при этом аллювий отличается хорошей сортированностью, рыхлостью и сыпучестью. Перстративный аллювий имеет нормальную мощность и представлен всеми тремя фациями - русловой, пойменной и страичной; его основание в поперечном профиле долины ровное, почти горизонтальное. Слагает эрозионноаккумулятивные террасы.

СЛАЙД 22

Констративный аллювий - характеризуется повышенной мощностью (до нескольких десятков метров, особенно в горных реках) и линзовидно-слоистым строением, обусловленным многократным чередованием в разрезе отложений русловой, пойменной и старичной фаций и наложением друг на друга аллювиальных пачек, каждая из которых построена по типу перстративного аллювия. Образуется в связи с прогибанием земной коры или перегрузкой потока наносами. Слагает аккумулятивные террасы.

СЛАЙД 23

Террасы Характерной особенностью рельефа речных долин является более или менее ярко выраженная ступенчатость - террасированность - их склонов.

Террасы представляют собой фрагменты древних пойм, вышедших из-под влияния реки в результате глубинной эрозии, и свидетельствуют о том, что в прошлом река текла на более высоком гипсометрическом уровне. Террасы генетически и пространственно связаны с фрагментами разновозрастных долин - цикловых врезов, но не идентичны им.

В строении террас выделяются следующие морфологические элементы, выраженность которых в рельефе с течением времени, по мере "старения" террасы, ухудшается (во многом - за счет действия склоновых процессов и эрозии):

• площадка;

• уступ;

• бровка;

• тыловой шов.

В строении террас значительную роль играют аллювиальные отложения.

Относительный возраст морфологически выраженных террас определяется по их положению относительно меженного уровня воды: чем выше, тем древнее. Счет террас ведется снизу вверх - от молодых к древним.

Различия между цикловыми врезами и террасами впервые показал С.С.Шульц. Если терраса представляет собой уступ, состоящий из площадки и нижерасположенного склона, то цикловый врез соответствует дну цикловой долины и вышерасположенному эрозионному склону. Он образуется при первоначальном преобладании глубинной эрозии, затем - боковой с последующим частичным или полным заполнением вреза аллювием.

СЛАЙД 24

Образование террас отражает последовательную смену во времени стадий эрозии (глубиной и боковой) и аккумуляции, которые носят циклический характер и закономерно повторяются. Иными словами, террасированность склонов речных долин отражает циклический характер деятельности рек. Основой этой цикличности являются периодические изменения климата, а также скорости и/или направленности тектонических движений, что приводит к

• колебанию базиса эрозии;

• изменению баланса обломочного материала в речном бассейне и транспортирующей способности водного потока.

Изменения климата влияют на водоносность реки, т.е. массу и, соответственно, энергию водного потока, увеличение или уменьшение которой меняет баланс между эрозией и аккумуляцией. Так же действуют тектонические движения и вызванные ими или климатическими причинами изменения базиса эрозии. Поднятие пересекаемой рекой местности или опускание базиса эрозии вызывает увеличение уклона земной поверхности и, следовательно, скорости водотока, что приводит к интенсификации эрозии и углублению долины. Наоборот - опускание местности или повышение базиса эрозии уменьшает уклоны и снижает скорость водотока, что ослабляет или даже прекращает эрозию и (из-за снижения несущей способности потока) усиливает аккумуляцию.

Вопрос, какой из факторов (климат или тектонические движения) является определяющим, спорен - в каждом конкретном случае он может быть решен по-разному. При этом очевидно, что климатические условия имеют большее значение - их изменения имеют планетарный масштаб и определяют сам факт существования рек и их водоносность, а также колебания уровня морей и океанов, т.е. базиса эрозии. В то же время климатические изменения происходят на фоне проявлений тектонических движений, более интенсивных в горных районах, чем на равнинах.

СЛАЙД 25

Рассмотрим конкретные, наиболее значимые модели формирования террас.

А. Изменение климата в сторону увлажнения - водоносность реки повышается, ее эрозионная способность возрастает. В результате установившееся ранее равновесие между эродирующей способностью реки и сопротивлением пород размыву нарушается. Река начинает углублять долину, вырабатывать новый профиль равновесия, соответствующий новым условиям. Пойма выходит из-под влияния реки и преобразуется в надпойменную террасу. Поскольку транспортирующая и эродирующая способности потока растут в большей степени, чем расход воды, интенсивность глубинной эрозии увеличивается вниз по течению. В низовьях реки глубинная эрозия ограничивается положением базиса эрозии, поэтому ее максимум приходится на среднее течение. В результате формируются террасы хордового типа.

Б. Изменение положения базиса эрозии. Предположим, уровень водоприемного бассейна понизился. В результате, река отлагавшая материал в низовьях, начинает врезаться в собственные отложения, вырабатывая новый профиль равновесия, соответствующий новым условиям. Врез будет распространяться вверх по течению до уровня, где прежний уклон столь значителен, что его увеличение, вызванное регрессивной эрозией, практически не будет влиять на эрозионную способность реки. В итоге, на месте прежней поймы образуется терраса, относительная высота которой убывает вверх по долине.

ВАЖНО: при понижении базиса эрозии река будет врезаться лишь в 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 влекомого рекой материала вследствие удлинения русла и уменьшения уклона его продольного профиля.

СЛАЙД 26

В. Эпейрогеническое поднятие территории, пересекаемой рекой, вызывает увеличение уклонов и, следовательно, усиление эродирующей способности реки. В результате прежняя пойма реки превращается в надпойменную террасу также хордового типа, относительная высота которой максимальна в среднем течении реки.

Если низовье реки остается стабильным или опускается, а на остальной части бассейна, испытывающего поднятие, река врезается, то образуются "ножницы" террас - на погружающейся территории ранее образованные террасы оказываются погребенными под более молодыми аккумулятивными толщами.

СЛАЙД 27

"Ножницы" террас р.Сулак (Кавказ)

СЛАЙД 28

Классификация террас по геологическому строению

По особенностям геологического строения, а именно - по роли аллювиальных отложений, террасы подразделяются на:

эрозионные - уступ целиком или почти целиком сложен породами цоколя, которые

могут быть представлены коренными образованиями или рыхлыми отложениями неаллювиального генезиса. Аллювий (если присутствует) имеют незначительную мощность и представлен, в основном, русловой фацией; аккумулятивные - площадки и уступы полностью сложены аллювиальными отло-

жениями, мощность которых существенно превышает нормальную и составляет несколько десятков, а иногда - сотен метров; эрозионно-аккумулятивные - в строении уступа участвуют как породы цоколя, так

и аллювиальные образования, в которых хорошо развиты все фации. Цоколь может быть закрытым (его поверхность находится ниже уровня межени) или открытым (она находится выше уровня межени и в подмывных берегах выходит на дневную поверхность).

СЛАЙД 29

По масштабам распространения террасы подразделяются на:

цикловые (или региональные) - развиты вдоль всей долины и отражают полный

цикл изменений климата, проявленных на больших территориях и обычно имеющих глобальную природу (например, потепление-похолодание); локальные - развиты на отдельных участках долины. Их образование обусловлено

местными причинами: поднятием отдельных блоков, понижением местного базиса эрозии (например, спуска подпруженного участка долины и т.д.).

Формирование цикловой террасы, как и поймы, включает несколько стадий (фаз): ? врезание;

• расширения долины;

• аккумуляции; ? динамического равновесия.

Переход от одной стадии к другой сопровождается изменением русловых процессов, морфологии долины и типа аллювия.

СЛАЙД 30

Рассмотрим этот процесс детально - через стадии развития цикловой долины, элементы которой являются элементами сопряженных террас.

Врезание. Вызвано увеличением энергии потока (и, соответственно, его эродирующей и транспортирующей способности), обусловленным увеличением водоносности потока (климатический фактор) или уклона реки (тектонический фактор, приведший к поднятию местности или опусканию базиса эрозии). На данной фазе река переносит материал, образующийся при врезании русла и поступающий в него со склонов. Русло, как правило, спрямленное; продольный профиль невыработанный. В конце стадии в условиях ослабевающего врезания часть влекомого материала осаждается, заполняя тальвег. Формируется инстративный аллювий.

Расширение долины. Происходит на стадии временного равновесия, когда энергии потока недостаточно для врезания, но достаточно для переноса материала. Русло меандрирует, река подмывает то один берег, то другой (боковая эрозия), вследствие чего долина расширяется. Скорость подмыва и отступания берегов во многом зависит от свойств слагающих их отложений. Плоское дно долины выстилают продукты размыва склонов долин; они перекрывают инстративный аллювий и выходят за его пределы, ложась на коренные породы расширенного русла. Формируется субстративный аллювий.

Аккумуляция. Начинается, когда несущая энергия потока не обеспечивает транзитный перенос обломочного материала, и его избыток осаждается. Причиной может быть снижение энергии потока или большое количество материала, поступающего со склонов (например, при таянии снега и льда при потеплении в конце ледниковых эпох). Русло, по которому осуществляется транзит обломочного материала, разветвляется на протоки, которые по мере заполнения перемещаются. Энергия потока расходуется почти исключительно на транспортировку и отложение материала, в меньшей степени - на незначительную моделировку и расширение долины. Аллювий заполняет выработанный рекой врез, поднимая поверхность днища долины. Формируется констративный аллювий.

Динамическое равновесие. Увеличение водоносности реки или малое поступление обломочного материала приводят к прекращению аккумуляции, но энергии потока для значительной эрозии недостаточно. Река вновь становится меандрирующей, она блуждает по дну долины, не размывая и не аккумулируя, а перемывая верхние слои констративного аллювия; в результате повышается его сортировка при вымывании мелкозема - образуется перстративный аллювий. Формируется пойма.

Образованием поймы завершается полный цикл формирования долины, выполненной аллювием различных динамических фаз.

Климатические, а в ряде случаев - тектонические причины могут активизировать глубинную эрозию, что приведет к началу нового цикла развития долины, который будет включать уже рассмотренные стадии. В результате сформируется новая (цикловая) долина, вложенная в первую, при этом прежняя пойма превратится в цикловую террасу. В результате каждого последующего цикла процесс будет повторяться.

Рассмотрение процесса формирования террас в деталях позволяет сделать весьма важный вывод: терраса включает разновозрастные части двух последовательно сформировавшихся цикловых долин - поверхность поймы старшей и ниже расположенный эрозионный склон более молодой. Таким образом, терраса - исключительно морфологическое понятие.

По мнению ряда исследователей особенности строения аллювия, выполняющего долину, отражают полный климатический цикл:

• стадии врезания, расширения и частично аккумуляции - климат теплый (влажный);

• вторая половина стадии аккумуляции и стадия равновесия - климат холодный (сухой). В антропогене число цикловых террас, образованных рекой в ходе эрозионно-аккумулятивной деятельности, в речных долинах внеледниковых областей может равняться 5-6. Их формирование отражает циклические изменения климата, происходившие на больших территориях (в ледниковых областях террасы образовываться не могли, т.к. долины были заполнены льдом). Если на отдельных участках долин развито большее или меньшее количество террас, это является следствием локальных тектонических движений. Локальных террас может быть множество, но они лишь осложняют цикловые дополнительными ступенями.

СЛАЙД 31

Классификация террас по взаимоотношению

Глубина нового вреза, инициированного активизацией глубинной эрозии, будет зависеть от водоносности реки, времени действия эрозии и уклонов русла. Новый врез может превысить глубину прежнего и войти в коренные породы, а может оказаться менее глубоким и не выйти из аллювия. Таким образом, террасы различаются не только по геологическому строению, но и по соотношению между собой в поперечном профиле долины. Выделяют три типа таких соотношений:

• террасы наложенные - состоят из наложенных друг на друга толщ аллювия, при этом верхняя (самая молодая, "дневная") толща полностью скрывает под собой более низкие (более древние) - погребенные;

• террасы вложенные и прислоненные - все "дневные". Образуются в результате чередования во времени эрозионной и аккумулятивной фаз или сокращения нормальной мощности аллювия. При этом у вложенных террас основания разновозрастных аллювиальных террас располагаются одно над другим (в результате происходит наращивание мощности аллювия в днище долины), а у прислоненных террас основания аллювиальных толщ находится на одном уровне (наращивания мощности аллювия в днище долины не происходит); ? террасы врезанные - все "дневные". Образуются в условиях преобладания глубинной эрозии. Их аллювий полностью или частично прислонен к породам цоколя более высоких террас (это является их главной отличительной особенностью).

Различия в соотношении террас в совокупности с динамическими фациями аллювия характеризуют развитие эрозионно-аккумулятивной работы рек.

СЛАЙД 32

Гипотетический поперечный профиль речной долины, иллюстрирующий сложную последовательность образования террас разного типа и слагающего их аллювия.

СЛАЙД 33

Высота каждой террасы измеряется от уреза воды до ее бровки. При этом высота уступа террасы является лишь видимой частью нового вреза. Этот важный факт имеет значение при определении общей глубины вреза каждого цикла, которая складывается из видимой части - уступа террасы и невидимой, погребенной под новым аллювием. Глубина циклового вреза используется при определении скорости врезания реки за один цикл. Считается, что глубина циклового вреза прямо пропорциональна амплитуде тектонических движений за время цикла. Зная продолжительность каждого цикла или этапа, можно определить примерную скорость тектонического поднятия большой территории или отдельного участка за этот этап.

СЛАЙД 34

В речных долинах любого типа (горных или равнинных) террасы, как правило, развиты неравномерно. Ситуации, когда каждая новая долина врезана или вложена в предшествующую симметрично, встречаются редко. Часто при новом врезании и расширении долины ранее образованные террасы в той или иной степени срезаются, вплоть до их полного уничтожения. Новая долина может сместиться относительно предыдущей вплоть до полного "ухода" за ее пределы, оставляя ее в стороне, как бы висячей.

При вложении новых долин их тальвеги могут совпадать с тальвегами более древних долин, пересекать их или находиться в стороне. Пространственные соотношения разновозрастных тальвегов играют значительную роль при формировании россыпей.

СЛАЙДы 35-40

Фотообразы террас

СЛАЙДы 41-44

Примеры строения аллювия

СЛАЙД 45

Морфологические и генетические типы речных долин

Морфологию речных долин определяют геологические и физико-географические условия территории, пересекаемой рекой, и историей развития долины.

При морфологической типизации классификационными признаками служат ширина днища, характер сочленения поймы с террасами и склонами, крутизна бортов, строение рыхлых толщ. Иными словами - характер поперечного профиля долины. Выделяются следующие типы поперечных сечений долин:

0 - Теснины (на слайде отсутствуют) - глубоко врезанные крутостенные эрозионные формы в горах с отвесными, иногда - нависающими склонами. Ширина (по бровкам) равна или уже днищ. Дно целиком или почти целиком занято руслом; продольный профиль не выработан.

1 - Треугольный (V-образный) - коренные склоны прямые, днище узкое. Склоны обычно крутые, подвержены влиянию склоновых процессов. Долины в основном симметричные. Характерен значительный уклон днища (0,02-0,2), продольный профиль невыработанный. Пойма и русловые формы не выражены. Днище завалено склоновыми отложениями. Русло - цепочка бочагов; вода сочится в толще рыхлого материала, вымывая мелкозем в ее основание.

В V-образных долинах энергия потока расходуется только на их углубление.

2 - Параболический (U-образный) - склоны длинные, крутизной 10-25°. Тыловой шов поймы затянут шлейфом склоновых отложений. Как правило, выработаны мощными потоками, имеют сложное строение рыхлых отложений, в истории развития сменялись эпохи врезания и аккумуляции.

3 - Трапециевидный - наиболее распространен в равнинных и горных областях. Днище хорошо выражено. Обычно развит комплекс террас, наблюдаемый по обоим бортам долины. Характерны повышенные мощности аллювия.

4 - Желобовидный - широкое днище, плавно переходящее в аккумулятивные террасы или террасоувалы. Ширина долин - до нескольких км. Коренные борта пологие (1015°), профиль вогнутый, развиты мощные шлейфы склоновых отложений. Иногда поперечный профиль резко асимметричен.

5 - Планиморфный - 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.

СЛАЙД 46

Существенное влияние на морфологию долин оказывают состав и характер залегания горных пород в бассейне реки. Исходя из этого долины могут быть разделены на две категории.

В областях с горизонтальным залеганием и однообразным составом пород морфология долин практически не зависит от геологической структуры. Такие долины называются нейтральными или атектоническими.

В областях моноклинального или нарушенного залегания направление долин могут либо совпадать с простиранием слоев разной прочности или структур (осей складок или разломов), либо пересекать их под каким-либо углом. В соответствии с этим различают долины продольные, поперечные и диагональные.

Продольные долины характеризуются однообразной (свойственным для той или иной долины) морфологией и спрямленным течением. Морфология поперечных и диагональных долин изменчива; их продольный профиль характеризуется большей невыработанностью, чем профиль продольных.

В зависимости от типа геологической структуры, в которой заложены продольные долины, различают:

• синклинальные

• антиклинальные

• моноклинальные

• долины, совпадающие с линиями разломов - приразломные

• долины-грабены.

СЛАЙД 47

Речные долины чутко реагируют на изменения геологической структуры. Типовой является ситуация, когда участки пересекаемой рекой территории, сложенные прочными породами или испытывающие интенсивное поднятие, огибаются долиной.

В ряде случаев речной поток не отклоняется под влиянием растущей структуры, а прорезает ее (по нормали или близком к ней направлении), образуя сквозные долины, среди которых наиболее часто выделяются антецедентные и эпигенетические.

Антецедентные долины

Если река пересекает участок, испытывающий поднятие и являющийся препятствием на ее пути, ее русло и вся долина сужаются, скорость потока увеличивается, продольный профиль становится более крутым и невыработанным, а русло - прямолинейным. Река концентрирует свою энергию для преодоления препятствия. В результате увеличения глубины вреза и обнажения цоколя, террасы из аккумулятивных переходят в эрозионноаккумулятивные или эрозионные, увеличивается высота террас, они становятся уже, а их поверхности антиклинально изгибаются. Пойма сужается или исчезает, появляются локальные террасы врезания, фиксирующие поднятие. Аллювий становится более грубым, переходит в инстративную фазу, мощность его уменьшается или он вообще не накапливается. Все эти особенности характеризуют участок долины антецедентного типа, который является индикатором растущего поднятия, более молодого, чем долина реки.

При пересечении рекой опускающегося участка формируется долина субсидентного типа. Продольный профиль русла выполаживается, скорость и энергия потока падают, интенсивность глубинной эрозии убывает вплоть до прекращения, но усиливаются блуждание реки, боковая эрозия и аккумуляция, которые могут стать преобладающими процессами. Прямолинейное русло сменяется извилистым или разветвленным. Долина расширяется, становится плоскодонной. Высота террас уменьшается, из эрозионноаккумулятивных на поднятиях они могут превратиться в аккумулятивные, вплоть до наложенных или погребенных. Пойма расширяется, мощность аллювия увеличивается, а его состав становится более тонким. Большую долю составляет аллювий констративного типа. Долины такого строения являются индикаторами активного тектонического опускания.

При значительном прогибании ранее сформированные террасы и целые долины могут оказаться полностью (со всеми своими элементами) погребены под более молодым аллювием.

Отдельно выделяются переуглубленные долины, которые погребены лишь частично - их тальвег расположен ниже современного тальвега, а склоны, террасы и отложения сохраняются в современном рельефе. Такие долины указывают на более низкое положение базиса эрозии или более интенсивные региональные тектонические движения во время врезания рек и формирования долины, чем в последующие циклы.

В речной долине (особенно - горной) от истоков до устья антецедентные и субсидентные участки

могут неоднократно сменяться.

СЛАЙД 48

Эпигенетические долины

Некоторые современные долины находятся в видимом противоречии с геологической структурой пересекаемой территории. В таких случаях считается, что мы имеем дело с унаследованной речной сетью, заложившейся в условиях геологической структуры, отличающейся от выведенной на дневную поверхность к настоящему времени. Такая речная сеть в ходе развития спроецировалась на более глубокие горизонты земной коры с присущими им структурными особенностями. Речные долины подобного типа называются эпигенетическими.

Для эпигенетического заложения долин благоприятны участки платформ с тонким осадочным чехлом, испытывающие медленные, но устойчивые тектонические поднятия. В таких условиях реки, первоначально сформировавшие свои долины в недислоцированных породах чехла, после его удаления денудацией оказываются врезаны в кристаллические породы фундамента.

В горных районах сквозные долины, прорезающие возвышенности или хребты, могут иметь не только антецедентную природу, но и эпигенетическую. Они образуются либо при перекосе долины вследствие поднятия одного из склонов (тектоническая причина), либо без участия тектоники - например, под "давлением" ледника, заполняющего долину. В любом случае молодая долина ущелистого типа врезается в коренные породы склона после того, как уничтожены покрывающие их рыхлые отложения. В отличие от антецедентных долин здесь не происходит деформации террас при наличии всех прочих признаков антецедентности.

Эпигенетические долины образуются и в результате изменений климата, ведущих к чередованию этапов врезания и заполнения речных долин. При этом пространственно долина, формируемая новым эрозионным циклом, может не совпасть или совпасть частично с направлением ранее существовавших долин, спроецировавшись на их склоны или междуречья. В результате возникают еще и погребенные долины, которые не отражаются в современном рельефе напрямую, но могут оказывать на него косвенное влияние - там, где эпигенетические долины совпадают с погребенными, они, как правило, широкие и хорошо разработаны, т.к. вырабатываются в легко размываемом древнем аллювии. Там, где эпигенетические долины наложились на склоны или междуречья древних долин, они сужаются, иногда - вплоть до каньонов. В результате чередования расширенных и суженных участков такие эпигенетические долины в плане имеют четковидную форму.

Погребенные долины часто широко развиты в областях развития покровных оледенений, где вследствие неравномерного накопления ледниковых отложений после таяния ледников происходит перестройка гидросети. На слайде - погребенная долина р.Протвы, возникшая после отступания московского оледенения. В валдайское оледенение она оказалась заполнена мореной, а новая долина, заложившаяся в послевалдайское время, оказалась смещенной по отношению к погребенной.

Иногда образование эпигенетических долин сопровождается перехватом рек, о чем мы уже говорили [см.выше].

СЛАЙД 49

Асимметрия долин

Мы уже упоминали, что поперечный профиль долины может быть асимметричным.

Причин этого несколько.

При движении по долине часто можно видеть увеличение крутизны то одного, то другого ее склона, что, как правило, связано с тем, какой склон подмывной. Асимметрия также может зависеть от быстрого изменения состава или условий залегания пород, слагающих склоны долины. В то же время часто бывает так, что один склон долины имеет большую крутизну, чем другой, на значительном расстоянии. Такую асимметрию С.С.Воскресенский называл "устойчивой".

Причины, вызывающие асимметрию долин, можно разделить на три группы:

"Тектонические" (точнее, геологические) - встречаются часто. Они заключаются в особенностях субстрата или в непосредственном влиянии неотектонических движений. Общеизвестна асимметрия продольных долин куэстовых областей, у которых структурный (бронированный) склон обычно более пологий, чем противоположный аструктурный, где на поверхность выходят "головы" моноклинально залегающих слоев. Неизбежна асимметрия приразломных долин, заложившихся вдоль сбросов/взбросов, крылья которых сложены породы разной устойчивости. К этой же категории относится асимметрия, обусловленная перекосом исходной ровной поверхности в результате неравномерного поднятия/опускания. В результате склон, совпадающий с направлением уклона топографической поверхности, будет разрушаться и выполаживаться быстрее.

Планетарные - связанные с вращением Земли вокруг оси. Большинство рек северного полушария, текущих в меридиональном направлении, имеют крутой правый берег, в южном - левый (по закону Бэра, который считается неоднозначным)

Причины, обусловленные деятельностью экзогенных (в первую очередь, склоновых) процессов - [продумать самим].

СЛАЙД 50

Долинная сеть

Совокупность речных (или овражных) долин в пределах какой-то территории называют речной (овражной) или долинной сетью.

По характеру рисунка долинной сети различают несколько типов:

• древовидный,

• перистый,

• параллельный,

• решетчатый (ортогональный),

• радиальный и некоторые другие

Изучение рисунка гидросети имеет большое значение, поскольку формирование того или иного ее типа происходит под действием определенных геологических, климатических и других факторов. Тип долинной сети может служить индикатором особенностей геологического строения территории: простирания складчатости или разрывных нарушений, соотношения систем трещиноватости и др. Так, радиальный тип может быть характерен для соляных куполов или брахиантиклиналей, а иногда - крупных трубок взрыва. Заметим: брахиантиклинали часто представляют собой нефтегазоносные структуры.

[Причины формирования долинной сети того или иного типа - продумать самостоятельно]

СЛАЙД 51

Влияние мантийных плюмов на форму дренажных систем

Тема 4. Геоморфология морских побережий

СЛАЙД 1

Элементы рельефа побережья

Побережье - узкая зона с подвижными границами, в пределах которой взаимодействуют рельефообразующие процессы суши и моря.

В строении побережья могут быть выделены три части:

? взморье - внешняя, открытая к морю часть, всегда находящаяся под водой; ? внутренняя часть - подвергается периодическому затоплению; ? берег - представляет собой сушу.

Во внешней части побережья происходит размыв поверхности и формирование абразионной площадки. Материал выносится к берегу и к морю. Ниже абразионной площадки формируется подводная аккумулятивная терраса. Во внутренней части побережья образуются волноприбойные террасы: передняя - формируется под действием приливов и отливов и объединена с абразионной площадкой пологим склоном изменчивой крутизны; задняя, или пляж - заливается только во время штормов. В пределах берега выделяется его склон, примыкающий к пляжу.

В зависимости от морфологии выделяется несколько типов берегов: высокие и низкие, расчлененные и выровненные. Нам будут особенно интересны приглубые (имеющие значительные уклоны подводного берегового склона с преимущественным развитием абразионных процессов) и отмелые (характеризующиеся малыми уклонами подводного склона с преобладанием процессов аккумуляции).

СЛАЙД 2

Рельефообразующие факторы

На формирование побережья оказывают взаимное влияние суша и море.

Водная среда преобразует рельеф в результате:

• морских волнений, возникающих под воздействием постоянных и штормовых ветров;

• морских течений, обусловленных температурным режимом масс воды; ? приливно-отливных перемещений.

Существенное значение, особенно - в низких широтах, имеет биогенный фактор.

Суша - основной поставщик обломочного материала.

Климатические условия определяют генетические типы экзогенных процессов.

Геологическое строение влияет на разрушение берегов и абразию дна.

Новейшее эндогенное развитие побережья определяет пространственное распределение поднимающихся, нейтральных и погружающихся берегов, уклоны дна и контрастность рельефа сопредельных участков суши.

СЛАЙД 3

Главным действующим фактором, определяющим морфологию и динамику берега, являются волны и связанные с ними волновые течения, а главным рельефообразующим экзогенным процессом - работа волн на мелководье.

Волны возникают в результате воздействия ветра на верхние слои воды, вызывая орбитальные движения частиц воды в плоскости, перпендикулярной поверхности моря. Волны располагаются примерно параллельными рядами, перпендикулярными направлению ветра, образуя фронт волн; направление их движения к берегу называется лучом.

От силы ветра зависят основные параметры волны:

• длина волны (L) - расстояние между двумя смежными гребнями волн;

• высота волны (h) - расстояние между наивысшей и наинизшей точками на поверхности воды. Высота равна вертикальному диаметру орбиты движения частиц воды;

• период волны (Т) - время, за которое частица воды описывает орбиту;

• скорость распространения волны (V) - путь, пройденный за одну секунду.

Так как волна часто асимметрична, выделяют ее передний и задний склоны.

Правильные волновые движения с симметричным профилем возникает после прекращения ветра, вызывающего волнение, и называются волнами зыби.

СЛАЙД 4

Выделяются волны двух типов (деление основано на том, достигают ли волновые колебания дна и, соответственно, оказывают ли на дно воздействие):

• волны "глубокого" моря - волны затухают, не достигая дна. Глубина затухания примерно равна половине длины волны. То есть при глубине, превышающей половину длины волны, затухает и ее воздействие на дно. Энергия волн расходуется только на преодоление внутреннего трения и взаимодействия с атмосферой;

• волны мелководья - воздействуют на дно и сами испытывают его воздействие; их энергия расходуется на преобразование рельефа дна, на перенос лежащих на дне обломочных частиц. Орбиты волновых частиц под влиянием силы трения становятся эллиптическими (у самого дна сменяются прямолинейными колебательными движениями, параллельными его поверхности), причем эти эллипсы неправильные - сплюснуты снизу. Соответственно утрачивается равенство орбитальных скоростей - скорости движения, направленные в сторону берега (т.е. при прохождении верхней части орбиты), становятся больше скорости обратного движения (по нижней части орбиты). Вследствие этого передний склон волны делается более крутым, а задний - выполаживается. Над глубиной, равной высоте волны, крутизна переднего склона волны достигает критической величины - он становится вертикальным и даже нависающим. Происходит обрушение гребня волны, в результате чего волновое движение сменяется прибойным потоком, или накатом, который взбегает вверх и частично просачивается в наносы на склоне (само разрушение волны называется прибоем). По мере удаления от места зарождения скорость прибойного потока уменьшается (замедление связано с затратой энергии на преодоление силы тяжести, трения о поверхность, по которой поток движется, на перемещение и обработку наносов, а также с потерей части массы воды за счет просачивания). Там, где скорость потока падает до нуля, располагается вершина заплеска, после достижения которой начинается сток оставшейся после инфильтрации воды, образующий обратный прибойный поток, или откат; сток осуществляется по направлению максимального уклона поверхности.

Таким образом, границы береговой зоны определяются границами волнового воздействия на берег - нижняя граница определяется глубиной, равной половине длины волны (здесь начинается деформация волн и их взаимодействие с поверхностью дна), верхняя - обобщенной линией заплеска, образуемой совокупностью вершин заплеска прибоя. Известно, что длина океанических волн достигает 350 м; тогда нижняя граница подводного берегового склона в океанах прослеживается на глубинах 150 м, в морях - до 50 м.

Пояснения к слайду:

Скользящий бурун - разрушение волн путем скатывания воды с гребня волны по его переднему склону;

Ныряющий бурун - разрушение волн путем опрокидывания верхней части гребня и падения этой части во впереди находящуюся ложбину.

Разрушающийся бурун - гребень волны как будто ныряет, но волна устремляется к берегу в виде слоя вспененной воды.

Растущие буруны - сохраняют гладкую форму волны без выступающего гребня, скользят вверх по

берегу, увлекая за собой немного воздуха.

СЛАЙД 5

Рассмотрим работу волн более детально.

В пределах побережья выделяется несколько зон: ? зона симметричных волн - развивается в условиях открытого моря и глубин

H>1/2L, обломочные частицы находятся в покое;

• зона слабо асимметричных волн - развивается в условиях уменьшения глубин

(H4 г/см3 (касситерит, шеелит и др.), которые могут формировать россыпные скопления;

• отложения приурезовой зоны разрушения волн - слагают подводные береговые валы. Резко преобладают средне- и мелкозернистые пески, местами с четкой косой слоистостью, характерна небольшая примесь алевритовых частиц, практически не встречающихся в фации прибойного потока. Для мономинеральных зерен характерна концентрация среднетяжелых (3-4 г/см3) и менее изометричных по форме частиц (например, роговые обманки);

• фация внешней зоны первичной деформации волн на мелководье (обычно располагается глубже полосы подводных валов) - представлена неслоистыми и слабослоистыми мелкозернистыми, часто алевритистыми песками, в которых концентрируются наиболее мелкие и уплощенные зерна (например, слюды).

Отложения всех волновых фаций гидрогенного типа всегда занимают одно и то же положение относительно друг друга. Поэтому в разрезе любой аккумулятивной береговой формы наблюдается как бы элементарный ритм: нижний горизонт сложен алевритистыми песками фации внешней зоны деформации волн, над ними располагаются пески фации зоны разрушения волн, и завершают разрез грубые пески фации прибойного потока.

СЛАЙД 35 (фото)

Выравнивание береговой линии. Типы побережий

Мы уже говорили, что на характер волны действуют очертания береговой линии. Каждый отрезок фронта волны стремится к параллельности соответствующему отрезку берега; в результате происходит как бы сжатие фронта волны у мысов и растягивание - в бухтах. В результате волновая энергия концентрируется у мысов и рассевается в вогнутостях береговой линии, что приводит к абразии мысов и заполнению вогнутостей. Таким образом, геологическая деятельность волн в условиях различного рельефа побережья направлена к выравниванию береговой линии.

Поскольку современная береговая линия формировалась в ходе послеледниковой трансгрессии, ее исходные очертания предопределялись ингрессией моря, т.е. проникновением морских вод в понижения рельефа прибрежной суши. Это придало берегам изрезанные очертания. Такие берега получили название ингрессионных. Их индивидуальные различия определялись, прежде всего, различиями факторов, обусловивших расчленение рельефа прибрежной суши.

Рассмотрим наиболее распространенные типы ингрессионных берегов.

СЛАЙД 36

В условиях значительной ледовой переработки берегов возникли фиордовые и шхерные берега.

Фиордовые (фьордовые) берега - затопленные древние троговые долины, образующие узкие крутосклонные глубокие заливы, разделенные древними ледоразделами.

Шхерные берега - затопленные ледниковые равнины с рельефом бараньих лбов или курчавых скал, образующих множество островов на мелководье.

СЛАЙД 37

Риасовые берега возникли при затоплении прибрежных отрезков речных долин горных стран; риасы - узкие извилистые заливы, образовавшиеся в результате ингрессии моря в речные долины (Севастопольская бухта, заливы Приморья на Дальнем Востоке).

Лиманные берега образовались в результате подтопления речных долин прибрежных равнин. Лиманы - возникающие при таком затоплении заливы (типично лиманный берег - северо-западное Причерноморье).

СЛАЙД 38

При подтоплении складчатых структур, имеющих простирание, близкое к общему направлению берега возникли берега далматинского типа. При этом образуются причудливые архипелаги вытянутых вдоль общего направления берега островов, так же ориентированные полуострова и заливы молотообразных очертаний (с узкими входами, разветвляющиеся в обе стороны от устья) (побережья Далмации, Адриатическое море, Южного острова Новой Земли).

Подтоплением грабенов обусловлено образование берегов сбросово-глыбового расчленения, причем разделяющие их горстовые возвышенности выступают мысами и полуостровами (Халкидика, греческое побережье Эгейского моря).

Более редкими типами ингрессионных берегов являются берега аральского типа, возникшие в результате ингрессии моря в понижения рельефа эоловых равнин, берега, форма которых обусловлена вулканической деятельностью, и некоторые другие.

СЛАЙД 39

Процесс выравнивания береговой линии зависит не только от интенсивности волн, но и от интенсивности расчленения исходной береговой линии, и от прочности пород, слагающих берег. Большое значение имеет уклон подводного берегового склона.

Рассмотрим варианты развития ингрессионных берегов, исходя из этих позиций.

1. Ингрессионный берег, подводный склон которого имеет значительную крутизну и на мысах, и в бухтах, а берег сложен легко размываемыми породами. Вследствие большей скорости отступания клифа на мысах береговая линия будет быстро выравниваться и сформируется выровненный абразионный берег. Если глубина расчленения берега велика, а слагающие его породы прочны, выравнивание может не произойти. Именно поэтому сохраняются многочисленные примеры риасовых, фиордовых, шхерных и др.берегов.

2. Ингрессионный берег с крутым подводным склоном на мысах и отлогим в бухтах. В этом случае на мысах будет развиваться абразия, а в бухтах и перед входами в них - аккумуляция. В результате мысы будут срезаны, а бухты либо заполнены наносами, либо отчленены от моря замыкающими аккумулятивными формами. В результате образуется абразионно-аккумулятивный выровненный берег.

СЛАЙД 40

3. Ингрессионный берег с отлогим подводным склоном на всем его протяжении. Будут преобладать аккумулятивные процессы. Если при этом на подводном склоне образуется бар, а затем он причленится к одной или нескольким выступающим точкам берегового контура, образуется выровненный аккумулятивный берег, окаймленный береговым баром.

СЛАЙД 41

Современные морские берега очень разнообразны. Причина в том, что различные отрезки берегов Мирового океана находятся на разных стадиях выравнивания, имеют разный характер исходного расчленения и разное геологическое строение. Одни участки успели подвергнуться выравниванию, другие - интенсивно выравниваются, третьи оказались еще более расчлененными за счет выработки абразией бухт или проливов на месте выходов податливых размыву пород, а также благодаря образованию свободных и замыкающих аккумулятивных форм. Кроме того, значительная часть берегов сохранила исходное расчленение практически неизменным. Это относится, прежде всего, к сильно и глубоко расчлененным риасовым и фиордовым берегам, а также к берегам тектонического глыбового расчленения, если они сложены магматическими или метаморфическими породами. Такие берега, получившие название "берега, не измененные морем" составляют около 20% всего протяжения берегов Мирового океана. Они встречаются в горных странах или на окраинах приподнятых равнин и имеют вид высоких обрывов, которые не являются клифами - их генезис тектонический, ледниковый или иной, но не абразионный. Их развитие протекает в основном под действием склоновых процессов. Такие берега называют денудационными, а при участии абразии - абразионно-денудационными.

СЛАЙД 42

Особенности берегов приливных морей

Рельеф побережья океанов и открытых морей подвержен воздействию приливных сил, которые могут иметь значительное рельефообразующее значение.

На приглубых берегах приливных морей прилив способствует усилению абразии,

т.к. во время прилива глубина у берега возрастает, и волны энергичней воздействуют на клиф. Поэтому на берегах приливных морей, подверженных абразии, подножье клифа обычно приурочено к уровню прилива, а не отлива.

На отмелых берегах приливы - важный фактор аккумуляции. В основе аккумулятивной деятельности приливов и отливов лежит их неравенство. Обычно прилив проходит быстрее, чем отлив. В результате скорости приливного течения больше, чем скорости отливного. Поэтому весь взвешенный или влекомый материал, приносимый к берегу во время прилива, не может быть унесен отливным течением, и часть наносов остается у берега. В результате у берега в зоне приливо-отливных движений образуются аккумулятивной формы - осушки (или ватты).

При постепенном нарастании поверхности осушки она сначала становится выше уровня квадратурных (минимальных), а затем и средних приливов. Теперь ее поверхность затопляется только во время сизигийных (максимальных) приливов. На бывшей осушке появляется растительность, начинает формироваться почва. Такие поверхности называют маршами. По мере дальнейшего накопления отложений поверхность маршей повышается настолько, что и во время сизигийных приливов она не затопливается. Таким образом, аккумулятивная деятельность приливов приводит к постепенному наращиванию суши.

СЛАЙД 43

Приливные течения в пределах прибрежного мелководья могут развивать значительные скорости, размывать дно, образуя жёлобообразные или руслообразные выработанные формы рельефа, а также подводные аккумулятивные формы: песчаные гряды и песчаные волны.

Песчаные гряды представляют собой крупные линейно ориентированные образования длиной до нескольких десятков километров, шириной 1-2 км и до 20 м относительной высоты. Они ориентированы обычно в направлении приливного течения.

Песчаные волны представляют собой ритмические образования, возникающие на склонах песчаных гряд и ориентированные фронтально по отношению к направлению приливного течения. Их размеры составляют несколько сотен метров или первые километры в длину и до нескольких метров в высоту. Они напоминают сильно увеличенные знаки волновой ряби.

В некоторых морях приливные колебания уровня моря весьма незначительны и могут не приниматься в расчет. Но на отмелых берегах этих морей важную роль приобретают ветровые сгоны и нагоны воды. При длительном ветре с моря на мелководье в движение приходит вся толща воды, происходит нагон воды к берегу, повышение уровня и затопление прибрежной полосы суши. При ветре с суши (сгоне) полоса суши, затопленная в результате нагона, освобождается. Возникают осушки и др. формы рельефа, аналогичные образующимся на приливных отмелых берегах, но развивающиеся не ритмически, а эпизодически.

Одной из аккумулятивных форм рельефа, свойственных и ветровым, и настоящим осушкам, являются "внутренние дельты" - или конусы выноса приливных (нагонных) потоков. Нередко приливные или нагонные течения локализуются в виде струйного потока, который эродирует поверхность осушки, а в месте его затухания образуется конус аккумуляции перемещаемых потоком наносов. Образование таких форм представляет собой один из действенных механизмов нарастания осушки в высоту.

[Коралловые постройки на побережье тропических морей - самостоятельно].

СЛАЙД 44

Морские террасы

Поскольку уровень Мирового океана в квартере многократно менялся, а также поскольку многие побережья подвержены вертикальным тектоническим движениям, вместе с современными береговыми линиями существуют древние береговые формы, маркирующие изменение положения уровня моря. Комплексы таких береговых форм (древние клифы, реликтовые аккумулятивные формы) называют древними береговыми линиями.

Древние береговые линии могут располагаться на суше и соответствовать более высоким положениям уровня моря, чем современный. Полосу суши, в пределах которой распространены "поднятые" древние береговые линии, вместе с современным берегом принято называть побережьем. Древние береговые линии, соответствующие более низким стояниям уровня моря, чем современный, и в настоящее время затопленные морем, являются реликтовыми элементами рельефа подводного берегового склона и шельфа.

Морфологически поднятые береговые линии чаще всего бывают выражены в виде морских террас - вытянутых вдоль берега ступеней, ограниченных со стороны моря уступом, который соответствует положению береговой линии во время выработки следующей, более молодой и расположенной на более низком гипсометрическом уровне террасы. У каждой террасы можно выделить поверхность, уступ, бровка и тыловой шов.

По геологическому строению выделяются террасы аккумулятивные (полностью сложены прибрежно-морскими отложениями), коренные (сложены только коренными породами) и цокольные (имеют коренной цоколь, перекрытый морскими отложениями).

Высота террасы определяется по высоте ее тылового шва. Часто ее отождествляют с высотой бровки, что неправильно, т.к. высота бровки случайна и зависит, прежде всего, от наклона поверхности террасы и от степени ее сохранности.

Для выяснения истории развития побережья составляют "спектры террас", которые одновременно являются схемами сопоставления террас, выявленных на различных участках побережья, и содержат информацию о характере и интенсивности вертикальных неотектонических движений.

Выводы о тектонических движениях делаются на основе выяснения причин возникновения террас. Если терраса сформировалась благодаря изменениям уровня моря, ее высота на всем протяжении побережья должна быть одинаковой. Отклонения от этой величины в ту или иную сторону означают, что данная терраса деформирована позднейшими тектоническими движениями. Таким образом, спектр морских террас можно рассматривать как инструмент для изучения неотектонических и современных вертикальных движений в области морского побережья.

СЛАЙД 45 Принципиальная схема строения морских террас Кавказского побережья Каспийского моря.

Тема 5. Геоморфология районов платформенных и горных оледенений

СЛАЙД 1

Рельеф, созданный древними и современным оледенениями, формируется под действием собственно ледниковых процессов, обусловленных работой ледников (покровных или горных), и водно-ледниковых процессов, агентом которых являются талые ледниковые воды. Как во всех прочих случаях, и те, и другие, включают денудационную и аккумулятивную работу.

Собственно ледниковый рельеф

СЛАЙД 2 Ледниковая эрозия

Ледниковая эрозия (экзарация) складывается из двух процессов:

• ледниковая абразия - совершается при скольжении льда, придонные слои которого насыщены вмерзшими обломками пород; в результате происходит стачивание ложа, его полировка или образование на его поверхности шрамов и борозд, вытянутых в направлении движения льда;

• ледниковое выпахивание (плакинг) - проявляется в отрыве и выламывании обломков горных пород ложа; связано с большим давлением движущегося льда на ложе, особенно в тех местах, где оно осложнено выступами, направленными навстречу движению льда. Выпахиванию способствуют локальное примерзание льда к ложу и механические нарушения в подледных породах. В количественном отношении выпахивание производительнее истирания.

Ледниковой эрозии активно содействует морозное (криогенное) выветривание.

В конкретных случаях количественный вклад абразии и плакинга зависит от твердости и трещиноватости пород ложа; температурного состояния придонного льда; скорости донного скольжения ледника; свойств обломочного материала, заключенного в придонных частях ледника. Следы обоих процессов выражены в морфологии бараньих лбов и курчавых скал - асимметричных скальных выступов или холмов, проксимальные (обращенные к леднику - передние) склоны которых закруглены ледниковой абразией, а дистальные (удаленные от ледника - задние) имеют угловатые очертания, обусловленные выламыванием блоков.

СЛАЙДы 3-5

Фотообразы бараньих лбов

СЛАЙД 6

В областях развития оледенений поверхности, сложенные коренными породами, или крупные скальные обломки могут нести следы абразивного воздействия льда. Наиболее часто встречаются штрихованные мостовые, покрытые ледниковой штриховкой - тонкими бороздами и царапинами, ориентированными в направлении движения льда, нанесенными на поверхность подледного ложа вмороженными в нижние слои ледника гравием и щебнем. С уменьшением размера царапин (связано с уменьшением размерности вмороженных частиц) штрихованные поверхности переходят в полированные. С увеличением их размеров (связано с увеличением размерности вмороженных частиц) поверхность становится желобчатой или бороздчатой. Известны борозды выпахивания глубиной до

30 м и протяженностью более 10 км.

СЛАЙД 7-9 Фотообразы бороздчатых и штрихованных поверхностей.

СЛАЙД 10

Разрушительное воздействие ледников на ложе проявляется тем сильнее, чем больше его толщина и скорость течения.

Напомним: Выделяется два основных типа ледников:

? горные, или ледники стока; ? покровные, или ледники растекания.

Ледники стока имеют форму языков и, занимая, как правило, понижения рельефа в горах, двигаются вниз по склону под действием силы тяжести.

Покровные ледники, которые могут занимать площадь в миллионы квадратных км, погребая под собой даже горный рельеф, в целом имеют выпуклую форму поверхности, а лед в них растекается от центра к периферии. Весьма важной особенностью ледниковых покровов является их дифференциация на системы выводных ледников или ледяных потоков, обладающих высокой скоростью течения и способных к интенсивной эрозионной деятельности, между которыми располагаются массивы малоактивного льда, оказывающего сравнительно слабое эрозионное воздействие на ложе. Способность мощных ледниковых покровов осуществлять линейный сток доказывается формированием так называемых долин ледникового прорыва, пересекающих крупные водоразделы горных стран (Скандинавии, Шотландии, Кордильер Северной Америки и др.).

Данные, полученные разными исследователями в разных районах современного оледенения, показывают, что скорость линейной ледниковой эрозии находится в диапазоне от 1 до 6 мм в год, что значительно превосходит среднюю скорость эрозии суши, связанную с совокупным воздействием всех остальных агентов рельефообразования.

СЛАЙД 11

Троговые долины

Наиболее характерными эрозионными формами, образующимися под воздействием линейно текущего льда, являются троговые долины (троги), которые развиваются как в районах горного, так и покровного оледенения (для последнего, напомним, характерно наличие выводных потоков с мощным линейным движением льда). Размеры трогов варьируют в широких пределах: длина наиболее крупных достигает десятков и даже сотен км, глубина - до 1000 м. Особенно крупные долины образованы выводными ледниками ледниковых покровов на гористых ледниковых окраинах.

Специфической особенностью трогов является корытообразная форма поперечного сечения, обусловленная интенсивной ледниковой эрозией, которой подвергается вся поверхность подледной долины. В то же время часто наблюдается чередование участков типичного корытообразного сечения с V-образным, свидетельствующее о том, что долина подвергалась и ледниковой, и водной эрозии.

Второй важный признак трогов - резко выраженная ступенчатость их продольного профиля, выражающаяся в чередовании бассейнов выпахивания с ригелями. Бассейны служат ваннами озер или заполнены осадками; ригели обнажены и (подобно бараньим лбам) резко асимметричны. Первоначальное заложение ступеней даже в условиях однородного геолого-геоморфологического строения ложа связано со свойственной ледникам продольной динамической неоднородностью - чередованием участков растягивающегося и сжимающегося течения. Это проявляется в чередовании отрезков ускоренного и замедленного течения льда, и (соответственно) ослабленной и усиленной эрозии, что приводит к образованию чередующихся участков с разным продольным уклоном. В дальнейшем происходит самопроизвольный рост ступеней в продольном профиле троговой долины. Переход от пологого ее уклона к более крутому сопровождается увеличением скорости течения льда, образованием в нем трещин растяжения и скалывания, наклоненных по движению льда. При переходе от крутого уклона к более пологому во льду возникают напряжения сдавливания, развиваются сдвиговые деформации и смещение льда снизу вверх, сопровождающееся усилением выпахивания, проникновением обломочного материала по плоскостям скольжения в толщу ледника и выносом его вниз по долине. В результате троговая долина приобретает все более выраженную ступенчатую форму продольного профиля. На форму трогов (как в продольном, так и в поперечном сечении) могут влиять и другие факторы, такие как структурно-петрографические условия и неотектонические движения.

Борта троговых долин вверху переходят в обработанные льдом наклонные площадки - плечи трогов. Некоторые троговые долины имеют две или три пары разновысотных плеч, представляющих собой остатки днищ вложенных друг в друга разновозрастных трогов, что может служить одним из доказательств развития на данной территории нескольких эпох или стадий оледенения.

В плане троговые долины выровнены. Для них характерно наличие висячих долинпритоков, днища которых лежат выше дна главной долины, отделяясь от него устьевыми ступенями, высотой до 150-200 м и более. В местах впадения притоков в продольном профиле наблюдаются нисходящие (конфлюэнтные) ступени. С местами разветвления ледника связаны восходящие (диффлюэнтные) ступени.

СЛАЙД 12-14

Фотообразы троговых долин

СЛАЙД 15

Ледниковые цирки

К характерным формам экзарационного рельефа высокогорий альпийского типа относятся кары (или ледниковые цирки). Хорошо развитые цирки имеют форму полукруглого кресла с крутыми (до 60°) задней и боковыми стенками и прогнутым скальным днищем со следами ледниковой обработки. Обычной является ширина цирка в 1-2 км при высоте задней стенки около 300 м, но она может достигать 16 км при высоте задней стенки 3000 м.

В образовании каров главную роль играет эрозионная работа ледника при его ротационном скольжении по ложу. Рассмотрим этот процесс. Всё начинается с накопления в водосборных воронках рек или в нишах, созданных нивацией, мощных толщ снега, которые трансформируются в ледниковый лед. Образовавшийся ледник под влиянием повышенной аккумуляции у задней стенки и интенсивной абляции на конце начинает вращаться вокруг горизонтальной оси. Скользя по ложу, абразируя и выпахивая его, ледник формирует ванну и скалистый ригель на ее переднем крае. Хотя в образовании цирков геологическое строение имеет подчиненное значение, настоящие цирки развиты только в областях развития пород, способных держать высокие крутые обрывы.

Хорошо развитые кары могут формироваться только выше снеговой линии (это создает наиболее благоприятные условия питания). Изменения высоты снеговой линии в разные эпохи и стадии горного оледенения приводят к образованию каровых лестниц - расположенных друг над другом ярусов каров, и генетически связанных с ними систем вложенных трогов.

Расположение каров на склонах контролируется экспозицией по отношению к солнцу. Для цирков северного полушария характерна предпочтительная ориентировка на север и восток, для цирков южного полушария - на юг и восток.

СЛАЙД 16-18

Фотообразы каров и цирков

СЛАЙД 19

Преобразование горного рельефа под влиянием горного оледенения

СЛАЙД 20

Ледниково-эрозионные формы на низменностях

На территории кристаллических щитов, подвергавшихся покровному оледенению, наряду с трогами широко распространены формы рельефа, образовавшиеся в результате неравномерной плоскостной и линейной ледниковой эрозии (абразии и выпахивания), на протекание которой существенное воздействие оказала сложная складчато-глыбовая структура коренного основания. Так, в результате селективной эрозии ослабленных зон формируются озерно-холмистые ландшафты, образованные многочисленными замкнутыми впадинами, занятыми озерами и болотами, которые бессистемно комбинируются с низкими скалистыми холмами неправильных очертаний; на отдельных курчавых скалах и участках штрихованных мостовых сохраняются следы абразии. Также может развиваться рельеф крупных ледниковых борозд.

СЛАЙД 21

Фотообраз озерно-экзарационной равнины

СЛАЙД 22 (фрагмент космоснимка и структурной карты района границы Балтийского щита и Русской плиты)

К зоне контактов кристаллических щитов и плит приурочены системы особенно крупных котловин. В Европе это впадины Финского залива, Ладожского и Онежского озер, Белого моря, в Северной Америке - впадины озер Бол. Медвежьего, Бол. Невольничьего и др. Некоторые авторы рассматривают их преимущественно как результат активной молодой тектоники. Более обосновано представление об их ледниково-эрозионном и ледниково-экструзивном происхождении. Котловины прослеживаются в виде огромных дуг ледникового выпахивания и выдавливания, резко усиливавшегося при пересечении ледниковыми потоками границ кристаллических щитов при надвигании в пределы плит, сложенных легко поддающимися разрушению породами осадочного чехла.

СЛАЙД 23

На низменностях с выходами устойчивых пород часто образуются друмлиноиды - обтекаемые экзарационные формы, имеющие двучленное строение: сложенное коренными породами ядро облекают рыхлые осадки. Их проксимальные концы обычно крутые скалистые, а дистальные имеют мягко-округлые очертания. Друмлиноиды, на задних концах которых сохраняются "хвосты" неустойчивых пород, формирующися в результате интенсивной ледниковой эрозии называются крэг-енд-тейлы. По классификации Р.Флинта, и те, и другие принадлежат к семейству обтекаемых холмистых форм ледникового рельефа (см.далее).

Ледниковая аккумуляция

СЛАЙД 24 Влекомая морена

Переносимая льдом масса обломков горных пород, или влекомая морена, подразделяется на внутреннюю, поверхностную и донную.

Внутренняя морена хорошо выражена лишь на участках сжимающих течений, когда обломочный материал переносится от подошвы ледников к их поверхности.

Поверхностная морена разделяется на боковые моренные гряды и гряды срединных морен. Она имеет тенденцию расползаться по поверхности области абляции.

Придонный лед всегда обогащен моренным материалом (придонная морена).

Комплекс процессов, приводящих к преобразованию влекомой морены в отложенную, называют ледниковой аккумуляцией.

Механизмы высвобождения и накопления включенного в подошву ледников материала включают:

• донное таяние - включенные в лед обломки приводятся в контакт с ложем. Сопротивление сдвигу, возникающее при трении обломков о ложе, нарастает до тех пор, пока не превысит силу сцепления со льдом, после чего обломки отлагаются;

• последовательная стагнация чешуй переполненного мореной придонного льда. Увеличение трения мореносодержащей толщи о ложе приводит к образованию на ее контакте с чистым льдом поверхностей срыва. Последующее таяние отделившихся чешуй высвобождает включенные в них обломки.

Отложенная морена

В зависимости от механизма аккумуляции морены, выделяются фации и подфации ледниковых отложений:

• основная морена - образуется в подледных условиях в процессе донного таяния;

• абляционная морена - в формировании участвуют два механизма, ведущих к образованию подфаций:

o проецирование поверхностной и внутренней морены на ложе при таянии омертвевшего ледника - ведет к образованию морены вытаивания; o стекание водонасыщенной поверхностной морены к краям ледников по ледяным склонам - ведет к формированию морены течения, или флоутилла.

СЛАЙД 25-26

Фотообразы влекомой морены

СЛАЙД 27

Фотообразы отложенной морены

СЛАЙД 28

Характерные особенности материала отложенной морены - плохая сортировка и отсутствие слоистости. В ее состав входят ледогранники - обломки пород с притупленными абразией ребрами и углами, и отдельными штрихованными фасетами.

СЛАЙД 29

Фотообразы ледогранников

СЛАЙД 30

Иногда фрагменты коренных пород, заключенные в морену, достигают гигантских размеров.

Грубообломочный материал, представленный, прежде всего, валунами и глыбами прочных (главным образом, магматических и метаморфических) пород, петрографически отличающийся от пород субстрата, перенесенный ледниками (а также плавучими льдами) на значительные расстояния от коренных выходов, называется эрратическим.

Эрратические валуны могут лежать свободно или входить в состав грубообломочных толщ. Известны такие валуны объемом 100-1000 куб.м и даже более, а установленная дальность их переноса составляет 20-200 км. Значительно чаще встречаются валуны размером 1-2 м в поперечнике, дальность переноса которых часто превосходит 500-100 км.

СЛАЙД 31

Фации морен различаются по текстурно-структурным особенностям. Основная морена - массивная порода, уплотненная под давлением льда, обычно с ясно выраженными гляциодинамическими текстурами и высоким содержанием ледогранников; характерна ориентировка обломков, совпадающая с направлением движения льда.

СЛАЙД 32

Абляционная морена - обычно более рыхлое и более глинистое образование, чем основная морена; несет следы действия талых вод.

СЛАЙД 33

Флоу-тилл часто образует линзы внутри флювиогляциальных отложениях или чередуется с ними (иногда они совместно образуют сложно построенные комплексы). Для него довольно характерны текстуры течения.

СЛАЙДы 34-35

Моренные равнины

Моренные равнины имеют неправильно-волнистый или холмисто-западинный рельеф (западины часто заняты озерами) и сложены основной мореной, местами перекрытой скоплениями абляционной морены и водно-ледниковых осадков.

СЛАЙД 36

Единые моренные покровы иногда распадаются на слои, характеризующиеся особым комплексом эрратики. Это связано с неоднократными изменениями направления движения льда в течение одного эпизода оледенения.

В результате особенностей образования основной морены и добавления к ней абляционной морены и водно-ледниковых осадков, в разрезах, соответствующих одному оледенению, часто выделяются пачки различных по литологии и генезису слоев.

СЛАЙД 37

Разновидностью моренных равнин являются друмлинные поля. Они имеют характерный рельеф низких холмов обтекаемой формы. Друмлины почти всегда встречаются группами.

Отдельные друмлины сложены основной мореной - сильно уплотненными, несортированными валунными глинами и суглинками, реже песками, имеющими гляциодинамические текстуры и предпочтительно продольную ориентировку.

Тупыми, сравнительно высокими и крутыми концами друмлины обращены навстречу движению льда, более пологими и узкими концами - в противоположном направлении. Длинные оси друмлинов соответствуют реконструированному направлению движения льда. Высота холмов варьирует от 8 до 60 м (средняя 30 м), длина - от 400 до 2500 м (средняя 1500 м), ширина от 150 до 700 м (средняя 500 м).

Происхождение друмлинов связывают с процессами подледной аккумуляции и ледниковой эрозии, идущими в условиях их неустойчивого равновесия. Предполагается, что часть друмлинов возникла при неравномерном выпахивании и переотложении ранее сформированной основной морены, а часть - при неравномерной моренной аккумуляции. Сравнительно недавно (Shaw, 1994, 1996) появилась модель образования друмлинов, трактующая их как результат действия катастрофических потоков талых ледниковых вод, размывавших покров основной морены.

СЛАЙД 38

Говоря о друмлинах, вспомним об уже рассмотренных нами друмлиноидах и бараньих лбах. Все они принадлежат к семейству обтекаемых холмистых форм ледникового рельефа, классификация которых была разработана Р.Флинтом. Согласно этой классификации, друмлины являются одним из конечных членов этого семейства (100% моренного материала). Бараньи лбы (100% скального материала) - другой конечный член. Промежуточное место занимают друмлиноиды и крэг-энд-тейлы. В этот же ряд входит флютинг (желобчатая морена) - рельеф продольных параллельных желобков и грядок. Последние представляют собой длинные (в десятки и сотни метров) хвосты мелкозема, расположенные в тени валунов.

СЛАЙД 39

Краевые моренные комплексы

Результатом ледниковой аккумуляции у краев активных ледников являются конечные морены - грядовые формы высотой от первых метров (и менее) до 100 м и более. Наиболее высокие гряды ассоциируют с концами долинных ледников. На низменностях конечные морены могут прослеживаться на расстоянии в сотни км; для них характерны частые прорывы, образованные потоками талых вод.

В образовании конечных морен принимают участие три механизма, которые часто дополняют друг друга:

• демпинг - сваливание моренного материала. Может создать крупные гряды лишь в случае очень длительного стационарного положения ледника;

• пушинг - проталкивание материала. Сопровождает подвижки ледников и может создавать высокие асимметричные гряды, нагромождая и дислоцируя морену и отложения ледниковых предполий. Во внутренней структуре морены присутствуют следы складчатых, взбросовых, чешуйчато-надвиговых дислокаций;

СЛАЙД 40

• сквизинг - выдавливающее нагнетание. Ему подвергаются водонасыщенные моренные толщи, испытывающие неравномерное давление со стороны налегающего льда. Материал нагнетается в подледные трещины и туннели (формирование сетчатых гряд и грядок) или к ледниковому краю (конечные морены нагнетания).

При выдавливании полужидкой морены из-под ледников, спускающихся в морские или озерные бассейны, возникают мелкие асимметричные гряды (проксимальные склоны пологие, дистальные - крутые), которые при отступании ледника могут покрывать обширные площади, создавая грядово-моренные ландшафты типа "стиральной доски".

СЛАЙД 41-44

Фотообразы конечно-моренных гряд.

СЛАЙД 45

Наиболее заметными формами рельефа современных долинных ледников являются боковые морены. Древние боковые морены выражены гораздо хуже.

Обломочный материал, слагающий краевые морены, поступает, в основном, со склонов. Накопление материала, создающего теплоизолирующий слой на краях ледника, приводит к тому, что на первоначально сниженных и наклоненных к бортам долин краях вырастают моренные гряды с ледяными ядрами. После вытаивания ядер их моренный чехол проектируется на склоны, и образуются краевые моренные гряды.

СЛАЙД 46

Гляциотектоника

Еще одним результатом ледниковой деятельности являются гляциотектоника и гляциодислокации. Обычно под гляциотектоникой понимаются явления, обусловленные действием ледника, а под гляциодислокациями - все виды нарушений залегания горных пород под воздействием ледника.

Современная гляциотектоника широко использует данные смежных наук, и сама влияет на их развитие. Прежде всего, это касается геоморфологии - объяснение генезиса и строения ледникового рельефа невозможно без использования выводов гляциотектоники. Ее привлечение необходимо и при палеогеографических реконструкциях, поскольку в областях покровных оледенений лишь учет условий залегания гляцигенно нарушенных пород позволяет избежать ошибок в интерпретации данных по геологическому строению того или иного участка. То же относится и к стратиграфии. Имеется масса примеров, когда обнажения отторгнутых ледником пород принимались за коренные, что вело к ошибочным стратиграфическим построениям.

В областях развития древних покровных оледенений довольно часто выявляются пояса (зоны) протяженностью в десятки и сотни километров, образованные сложными системами гляциодислокаций. В плане они либо линейно вытянуты, либо дугообразны; часто общий абрис осложнен фестончатостью, придающей зонам форму гирлянды.

Гляциотектонические зоны образованы крупными чешуями и различными складками, осложненными более мелкими пликативными и дизъюнктивными нарушениями. В дислокации вовлекаются как коренные, так и четвертичные образования. По простиранию протяженность самых крупных чешуй и складок достигает сотен метров и даже нескольких километров.

Глубина заложения ледниковых деформаций обычно не превышает 100-200 м; в особенно благоприятных условиях (высокая пластичность пород, характер ледникового ложа, мерзлотные процессы, гляциоизостатические перемещения и др.) они могли затронуть толщу на глубину до 300-400 м.

СЛАЙД 47

Все гляциодислокации могут быть подразделены на две основных группы:

? связанные с активными ледниками:

o складчато-чешуйчатые деформации, связанные с движением льда в периферических частях ледниковых покровов. К этому типу относятся все самые мощные гляциодислокации;

o инъективные дислокации, возникшие при инъекциях податливых пород ложа в толщу активного льда, в межпластовые пространства и другие участки пониженного давления;

o отторженцы - блоки осадочных пород размером до 100 м и более, которые целиком отделены ледником от материнской толщи и полностью становятся составной частью моренных отложений; обычно более или менее сохраняют свои первичные признаки: текстуру и структуру; o малоамплитудные поверхностные складки волочения; ? связанные с мёртвым льдом:

o деформации просадочного и оползневого характера, связанные с вытаиванием мертвого льда;

o инъективные формы, возникшие в результате выжимания пластичного материала в трещины деградирующего льда; o айсберговые дислокации;

СЛАЙД 48

Фотообразы гляциодислокаций

Водноледниковый рельеф

СЛАЙД 49 Флювиогляциальная эрозия

Талая вода - весь объем поверхностного стока, поступающий к ледникам из окружающих районов. Движение талых вод может идти по наледниковым, внутриледниковым, подледниковым и маргинальным (краевым) каналам. Главная черта этих потоков - непостоянство, которое определяется подвижностью льда и изменчивостью расхода талой воды. Следствием непостоянства русел и расходов является резкая неравномерность скоростей течения.

Долины стока талых вод делятся на 4 группы: маргинальные каналы, подледниковые каналы, каналы сброса (спиллвеи) и кули.

СЛАЙД 50

Маргинальные каналы

Маргинальные каналы эродируются потоками, следующими вдоль контакта горных ледников с бортами вмещающих долин или параллельно краю ледникового покрова на участках предполий, наклоненных в проксимальном направлении. При этом в горах образуются многоярусные висячие долины, врезанные в склоны. В предпольях ледниковых покровов маргинальные потоки вырабатывают широкие плоскодонные ложбины - прадолины.

СЛАЙД 51

Подледниковые каналы

Подледниковые каналы вырабатываются потоками, следующими по подледниковым туннелям. Такие каналы представлены: ущельями, пропиливающими долинные ригели и придающими V-образную форму профилям ледниковых долин; туннельными долинами; висячими долинами с "горбатым" продольным профилем и др.

Туннельные долины - "слепые", резко обрывающиеся долины, врезанные в ледниковые отложения и подстилающие их коренные породы. Они приурочены к периферическим зонам покровных оледенений и ориентированы по нормали к ледниковому краю. Их обычная ширина 1-2 км, глубина - до 100 м, длина достигает 75 км. В типичном случае имеют крутые склоны и довольно плоские днища, покрытые россыпями сферических валунов. Продольные профили туннельных долин осложнены системами замкнутых котловин, которые часто вмещают озера. На днищах долин иногда развиты озы, к их дистальным концам тяготеют флювиогляциальные дельты.

СЛАЙД 52

Долины с "горбатым" продольным профилем пересекают водоразделы областей оледенений. Их продольный профиль резко выпуклый, с превышением средних частей над начальными до 10 м. Они вырабатываются потоками, находящимися под сильным гидростатическим давлением.

СЛАЙД 53

Подледные воды, моделируя подледное ложе, могут привести и к образованию форм, которые еще недавно рассматривались исключительно как результат работы льда. Эти формы образуются в результате заполнения осадком пустот, образовавшихся в нижней части ледника под действием вихревых движений высокоэнергичных потоков, движущихся по контакту ледника и его ложа.

СЛАЙД 54

Спиллвеи

Спиллвеи - каналы грандиозного, как правило, катастрофического, сброса воды из ледниково-подпрудных озер через низкие водоразделы, перевальные седловины (сквозные долины), а также по под- и внутриледниковым трещинам и каналам в соседние бассейны. К величайшим спиллвеям мира относятся Тургайский канал стока сибирских приледниковых внутриконтинентальных "морей" в бассейн Атлантики (№6 на слайде 51) и КазКетский спиллвей, соединявший Енисейские и Мансийское плейстоценовые ледниковоподпрудные "моря" (№8 на слайде 51). Ассоциируют со следами ледниково-подпрудных озер - древними береговыми линиями и озерными осадками.

Прочими номерами на слайде обозначены спиллвеи: 1 - Мариинский; 2 - Пегишдорский; 3 - Кельтминский; 4 - Мыльванский; 5 - Манычский; 7 - Узбойский; 9 - Тунгусский; 10 - Вилюйский; 11 - Томпонский; 12 - Манзуркский; 13 - Хилок-Ингодинский.

СЛАЙД 55

Спиллвеи Горного Алтая. Считается, что практически все притоки верхней Чуи (включая правые истоки) служили каналами стока льда из Чуйского ледоёма в долину Башкаус. Спиллвеи часто ассоциируют со следами гигантской ряби.

СЛАЙД 56

Кули Кули - ущелья, выработанные при мгновенных прорывах крупных подпрудных озер. Их глубина может превосходить 100 м, а их системы придают ландшафтам вид изрезанных земель.

СЛАЙД 57

Кули являются одним из элементов скеблендов (или скэблендов) - ландшафта, образованного параллельными ложбинами, многочисленными каплевидными холмами, водобойными котловинами и следами кавитации. Такие ландшафты являются признаками гидросферных катастроф. Моделирование условий образования скебленда привело к заключению, что он выработан катастрофическими мегапотоками, глубина которых составляла сотни метров, а скорости движения воды превышали 10-20 м/с. При этом расходы измерялись миллионами кубометров в секунду, т.е. они в сотни раз превышали максимальные расходы Амазонки.

СЛАЙД 58

Ландшафт сухих долин, созданный прорывом подледного озера в Антарктиде.

Флювиогляциальная аккумуляция

СЛАЙД 59 Основная масса материала, переносимого талыми водами, состоит из моренного материала, а также из продуктов разрушения ложа ледника. Размеры переносимых обломков варьируют от валунов до тонких илов и глин.

При классификации флювиогляциальных отложений следует различать интрагляциальный материал, образованный в условиях непосредственного контакта с ледником (на поверхности льда), внутри льда и под его толщей, и перигляциальный материал, отложенный за границей ледника. Поля отложений первого и второго типов часто объединены.

Для флювиогляциальных отложений обычны хорошая сортировка и грубая слоистость с часто наблюдаемыми текстурами флювиальных дюн и знаков ряби. По составу материал близок к местным моренам. Часть валунов и гальки сохраняет следы ледниковой обработки. Пачки слоев с водной текстурой часто перемежаются с линзами моренного материала. Резкие скачки в размерности обломков отражают колебания расходов талой воды. Характерно наличие текстур обрушения, связанных с вытаиванием льда, в контакте с которым шла аккумуляция материала.

СЛАЙД 60

Камы Камы - крутосклонные холмы и короткие гряды областей древних оледенений; существуют в двух видах:

1 - изолированные формы, варьирующие от бугров высотой в несколько метров до конических холмов высотой до 40-50 м. Практически всегда сложены песчаным и гравийно-галечным материалом, который в ядрах холмов обычно относительно хорошо слоист (слоистость горизонтальная и косая), а в краевых частях нарушен обвальнооползневыми структурами. В разрезах часто встречаются линзы морены течения и крупные ледогранники. Все камы ограничены склонами ледникового контакта, многие покрыты перемытой моренной.

2 - комплексы взаимосвязанных форм, образующих ландшафты холмов и запа-

дин.

СЛАЙД 61

Камы образуются несколькими способами, что служит также основанием их отнесения к разным генетическим типам:

• основной - связан с флювиогляциальной и моренной аккумуляцией на участках таяния мертвого льда. Слоистые камовые осадки накапливаются в озерах между ледяными глыбами, несортированный материал стекает в эти озера с остаточных ледниковых массивов, чехол из перемытой морены либо проектируется со льда, либо отлагается позднеледниковыми потоками (такого типа образования называются лимнокамы). Особенно крупные камы, прислоняющиеся к коренным склонам долин и имеющие плоские поверхности, называются камовыми террасами. Полная деградация ледяных "островов" приводит к образованию котлов.

• формирование флювиогляциальных дельтовых конусов перед фронтом малоподвижных ледников, оканчивающихся в приледниковых озерах (флювиокамы). Слияние конусов образует линейные комплексы асимметричных камов с длинными пологими дистальными склонами и короткими крутыми проксимальными. Их высоты часто превосходят 100 м, ширина достигает 2 км. Такие комплексы называют камовыми моренами.

• просадки и обрушение флювиогляциального материала, отложившегося на поверхности мертвого льда. Возникает беспорядочно-холмистый рельеф камовых холмов.

СЛАЙД 62

Озы Озы - линейно-вытянутые гряды водно-ледникового происхождения, сложенные косослоистыми песками, гравием и галькой. По своему составу и строению близки камам, но в общем случае сложены более грубым материалом.

Озы имеют вид валов с крутыми склонами и суженными гребнями. Гребневые линии ровные или плавно ундулируют. Крупные формы достигают высоты 100 м и протягиваются на сотни км; мелкие имеют высоту 2-3 м и длину сотни м - первые км.

Озы расположены на днищах котловин и долин или приурочены к равнинам. Встречаются поодиночке и группами, часто сливаются и расходятся, в некоторых случаях объединяются в густые сети, причленяются к камам и камовым террасам. В плане изгибаются, меандрируют, мало считаются с локальными неровностями рельефа.

СЛАЙД 63

Материал озов варьирует от крупных валунов до тонкого ила и слоистых глин. Особенно часто бывает представлен песками и галькой с косой слоистостью, позволяющей судить о направлении движения воды. В некоторых случаях слои располагаются в виде больших арок, приподнятых в середине и снижающихся у склонов.

СЛАЙД 64

Формирование озов связано с заполнением внутриледниковых туннелей и трещин продуктами перемыва морены. Наиболее крупные формы образованы путем дельтовой аккумуляции, шедшей у выходов подледниковых каналов в прогляциальные бассейны.

Основная масса озов образована целиком внутри ледниковых туннелей или в открытых трещинах-каналах, ограниченных высокими стенками мертвого льда, путем их заполнения.

СЛАЙД 65

Эскеры Аккумулятивные холмы, гряды и террасовидные формы, сложенные в основном водно-ледниковыми отложениями называются эскерами (в зарубежной литературе эскеры = озы). Камы, камовые террасы, озы, дельтово-ледниковые террасы являются разновидностями эскеров. Они ассоциируют с ярусными долинами, террасами оседания, береговыми линиями ледниково-подпрудных озер.

Для разрезов эскеров характерно двучленное строение. Нижним членом обычно являются озерно-ледниковые и флювиогляциальные осадки (ленточные пески и глины, горизонтально- и косослоистые пески, гравий, галька), а верхним - абляционная морена и ледниково-речные валунно-галечные отложения. Предполагается, что осадки нижней части разреза сформированы при заполнении материалом перемытой морены мелких озер и проток, занимающих промежутки между глыбами мертвого льда, а отложения верхней части - вытаиванием внутренней морены и накоплением наносов, связанных с потоками талых вод, блуждавших по первичным озерно-ледниковым равнинам. Окончательное моделирование эскеров обусловлено вытаиванием погребенного льда.

СЛАЙД 66

Зандры

В результате отложения перед ледниковым фронтом флювиогляциального материала, переносимого потоками талых вод, образуются зандры, представляющие собой обширные аккумулятивные поверхности.

Развитие зон зандровой аккумуляции зависит от рельефа: в горах ниже концов ледников обычно наблюдаются узкие полосы долинных зандров; на открытой местности возникают широкие зандровые равнины, которые обычно образуются за счет слияния флювиогляциальных дельт. Для зандров обоих типов характерны сложные системы сплетающихся каналов, грубый состав обломочного материала и резкие сезонные колебания расходов воды.

Зандровые поверхности имеют крутые продольные уклоны, что способствует их быстрому и глубокому эрозионному расчленению и превращению в высокие террасовые уровни.

СЛАЙД 67

Фотообразы зандровых равнин.

СЛАЙД 68

Осадконакопление в приледниковых озерах

Перед краями ледниковых покровов и в горных долинах при их подпруживании долинными ледниками возникают ледниково-подпрудные озера, в которых формируются ледниково-озерные, или лимно-гляциальные отложения.

Грубообломочный материал, выносимый в озера, обычно остается в маргинальных дельтах. Такие потоки всегда перегружены наносами, и поэтому они способны чрезвычайно быстро создавать большие аккумулятивные формы.

Тонкий материал выносится в центральные части озер, где образует обширные покровы глин и ила. В пределах этих покровов встречается много обломков гравийногалечной и валунной размерности (связаны с айсберговым разносом - рафтингом).

Лимно-гляциальные отложения слагают дельтово-ледниковые террасы камовых комплексов, значительную часть камов, а также толщи ленточных глин - четко стратифицированных осадков, состоящих из большого числа параллельных лент. Каждая лента - результат годичного цикла осадконакопления в условиях озер, находящихся большую часть года в замерзшем состоянии. Она всегда состоит из двух слоев: верхнего - зимнего, тонкозернистого (глинистого), темноцветного (за счет обогащения органикой), образованного под ледяным покровом; нижнего - летнего, сравнительно грубого (в основном тонкопесчаного), светлоокрашенного, образованного в разгар сезона абляции.

СЛАЙД 69

Варвохронология - метод абсолютной геохронологии, применимый в областях древних оледенений, который состоит в подсчете годичных слоев в ленточных глинах и корреляции соседних разрезов.

Тема 6. Криогенный рельеф

СЛАЙД 1 "Вечная", или многолетняя, мерзлота - длительное оледенение приповерхностных толщ и подземных вод, т.е. подземное оледенения. Это явление привело к формированию геокриозоны (криолитозоны).

Подземное оледенение возникло в плейстоцене одновременно с поверхностным. Геокриозона занимает около 25% всей суши, преимущественно в Северном полушарии. Самые большие площади, занятые вечной мерзлотой, располагаются в Канаде и России. В высоких и полярных широтах мощность мерзлоты достигает 1000 м и имеет сплошное площадное распространение. На юге она сокращается до первых десятков метров, и ее распространение становится прерывистым.

СЛАЙД 2

По мерзлотно-температурному режиму выделяется несколько зон вечной мерзлоты:

• зона сплошной мерзлоты - мощность от 100-500 до 1000 м и более;

• зона не сплошной (разделенной таликами) вечной мерзлоты максимальной мощностью до 100 м;

• зона отдельных островов многолетнемерзлых пород мощностью до 25 м (зона островной мерзлоты) - примыкает южной границе вечной мерзлоты.

Для горных районов в распространении различных зон многолетнемерзлых пород наблюдается вертикальная поясность - с высотой растет мощность многолетнемерзлых пород.

Образование вечной мерзлоты, как и наземных оледенений, обусловлено космическими и планетарными причинами. Но поддерживается мерзлота современными климатическими условиями. Считается, что мерзлота развивается и существует в условиях субарктического или резко континентального климата, характеризующегося продолжительной, холодной и малоснежной зимой (в отличие от наземного оледенения, для существования которого наиболее благоприятны полярные районы, подверженные влиянию влагонесущих циклонов).

Верхний слой многолетнемерзлой толщи, мощность которого колеблется от 1 до 34 м, подвергается сезонному протаиванию/замерзанию. Вследствие многократных переходов воды из одного фазового состояния в другое поверхностная толща приобретает неустойчивость, слагающий ее грунт испытывает различные формы движения и возникают специфические формы рельефа, свойственные исключительно районам распространения многолетней мерзлоты. Благодаря этому сезонно-талый слой (СТС) получил название деятельного. Мощность СТС возрастает к югу, как бы замещаясь вне геокриозоны сезонномерзлым слоем (СМС).

Ниже СТС располагается собственно мерзлый слой, или слой многолетнего промерзания. Эти слои отличаются только в летнее время.

СЛАЙД 3

Многолетнемерзлые породы могут содержать лед нескольких видов:

• лед-цемент - образуется при замерзании влаги в порах дисперсных горных пород;

• сегрегационный лед - ледяные прослойки, образовавшиеся в результате промерзания увлажненных глинистых и пылеватых пород;

• погребенный лед - результат погребения под наносами наземного льда;

• инъекционный лед - образуется в результате замерзания подземных вод, внедрившихся под напором в мерзлую толщу, или по контакту мерзлых и талых пород; ? повторно-жильный лед - продукт многократного замерзания воды в морозобойных трещинах, возникающих в одном и том же месте. Их развитие сопровождает процесс морозного трещинообразования [см.ниже]. Такие льды могут формироваться одновременно с осадконакоплением (сингенетические) или возникать после образования горной породы (эпигенетические).

СЛАЙД 4

Стебельковый лед

Следует остановиться еще на одном виде льда - стебельковом, который играет заметную роль в криогенных процессах. Он представляет собой скопления удлиненных щетковидных ледяных кристаллов (стебельков или игл), расположенные практически на поверхности грунта или прямо под ней. Иглы удлинены перпендикулярно охлаждающей поверхности, обычно образуя почти вертикальную конструкцию на горизонтальном основании. Длина игл колеблется от нескольких миллиметров до 30-40 см в зависимости от температуры, увлажнения и состояния грунта; обычны иглы длиной 0,5-3 см.

Формируется стебельковый лед в условиях медленного охлаждения поверхности грунта и активной миграции влаги к фронту его промерзания. Наиболее благоприятны для процесса проницаемые суглинистые грунты с содержанием мелкозема более 30%, хотя важна роль и других факторов (солнечнго тепла и ветра). Росту стебельков способствует рыхлость грунта, при этом неоднократное их образование само по себе разрыхляет грунт.

Стебельковый лед играет важную роль при развитии некоторых структурных грунтов [см.ниже]. По имеющимся наблюдениям, он может поднимать обломки глыбовой фракции весом до 15 кг.

СЛАЙД 5

В строении геокриозоны большое значение имеют подземные воды, среди которых выделяются:

• надмерзлотные - циркулируют в пределах СТС;

• межмерзлотные - образуют внутри мерзлоты линзы или зоны оттаивания, залегающие ниже СТС и не замерзающие в течение года и более - так называемые "талики"; их образование связано с явлением, получившим название "локальное таяние"

Талики по отношению к толще многолетнемерзлых пород бывают:

o сквозные - пронизывают всю многолетнемерзлую толщу и ограничены ею только по бокам;

o не сквозные - лежат на ней многолетнемерзлых породах;

o межмерзлотные - талые и немерзлые слои, линзы, "каналы", "карманы" и тела другой формы, ограниченные многолетнемерзлыми горными породами только по верхней и нижней поверхности;

o внутримерзлотные - талые и немерзлые слои, линзы и тела другой формы, ограниченные многолетнемерзлыми породами со всех сторон. ? подмерзлотные - расположены ниже нижней границы мерзлоты.

Деформации мерзлых грунтов и соответствующие им формы рельефа связаны, главным образом, с деятельностью надмерзлотных вод.

СЛАЙД 6

Образование и развитие криогенных форм рельефа обусловлено криогенными процессами, связанными с замерзанием и протаиванием горных пород, содержащих различные типы воды, а также с зимним охлаждением верхних горизонтов мерзлых пород.

К криогенным процессам относятся:

• криогенное выветривание, морозная сортировка, криогенный крип, солифлюкция и др. - модификации экзогенных процессов, проявляющихся в условиях распространения мерзлых пород ? морозобойное растрескивание

• пучение и наледеобразование

• термокарст

В формировании большинства криогенных форм рельефа одновременно участвует совокупность процессов. Криогенные процессы взаимодействуют с другими экзогенными процессами (эрозией, абразией, делювиальным смывом) и придают им особую специфику.

СЛАЙД 7

Интенсивность и характер проявления криогенных процессов зависят от: A. зональных (климатических) факторов;

B. региональных факторов:

• геологическое строение,

• соотношение денудационных и аккумулятивных процессов - является определяющим в криогенном морфогенезе. На основании направленности экзогенного развития А.И.Попов выделял области, для каждой из которых характерен один или несколько ведущих рельефообразующих криогенных процессов, наиболее ярко проявленных в рельефе: o области преобладающей денудации - преимущественно горные районы. Преимущественно развиты криогенное выветривание и криогенные склоновые процессы;

o области относительной стабилизации (без заметного сноса и накопления осадков) - равнины (денудационные и аккумулятивные), плато и плоскогорья. Преимущественно развиты криогенное выветривание, морозное растрескивание, термокарст;

o области преобладающей аккумуляции - поймы и дельты рек, пониженные заболоченные равнины, низменные морские побережья. Преимущественно развиты пучение и морозобойное растрескивание.

На характер криогенного рельефообразования также влияют:

• состав пород;

• степень промерзания и льдистости пород;

• климатические условия территории и др.

СЛАЙД 8

Криогенное выветривание и формы рельефа с ним связанные

Вопросы, касающиеся выветривания уже достаточно подробно рассматрены [см.тему "Выветривание"]. В рамках текущей темы более детально остановимся на особенностях криогенного выветривания.

В криогенном выветривании, основной особенностью которого является связь с фазовыми превращениями воды в породе, преобладает физическое разрушение пород; процессы химического выветривания находятся в угнетенном состоянии (но это не значит, что они полностью отсутствуют). При этом разрушающая сила связана не только с увеличением объема воды на 9% при ее замерзании. В пористых породах, способных сорбировать влагу, она в большей степени определяется направленным ростом кристаллов льда, поэтому их морозное выветривание не обязательно требует наличия трещин. В то же время необходимо иметь в виду, что замерзание воды ведет к упрочению породы.

Важными причинами объемных изменений, ведущих к дезинтеграции пород, могут быть химические изменения и гидратация минералов. По мнению некоторых исследователей, морозное выветривание производит крупнозернистый песок и более крупные обломки, а процессы гидратационного и криогидратационного выветривания обычно формируют более тонкий материал,

Решающим фактором морозного выветривания является не только присутствие в породе воды, но и ее количество, т.к. общая деформация пород при промерзании растет с увеличением содержания влаги.

Важнейшим фактором, определяющим подверженность пород морозному выветриванию, является характер этих пород. Так, сланцеватые породы, в составе которых в большом количестве присутствуют слюды и/или глинистые минералы, благодаря ориентированности этих минералов обладают плоскостями расщепления, по которым в основном мигрирует вода. Поэтому сланцы выветриваются лучше, чем другие кристаллические породы.

Для разрушения пород важны не только интенсивность промерзания, но и количество и длительность циклов промерзания-протаивания.

Образование скоплений угловатых обломков в большей степени зависит от низких температур, чем от частоты циклов промерзания-протаивания.

В пористых породах общая деформация при промерзании увеличивается не только с ростом влагосодержания, но и с возрастанием скорости промерзания, т.к. при этом сокращается возможность перераспределения и отжатия воды. Быстрое (резкое) промораживание приводит к запечатыванию мелких пор, по которым вода могла бы мигрировать к поверхности. Благодаря этому сохраняется капиллярная вода, которая имеет более низкую температуру замерзания, чем вода в крупных порах (благодаря этому морозное выветривание может проявляться и при колебаниях температур породы в отрицательной области - в мелких полостях вода может замерзать и таять при отрицательных температурах). Таким образом, быстрое промерзание влагонасыщенных пород содействует морозному выветриванию, создавая замкнутые системы, которые способствуют явлениям, связанным с поавшенным давлением. В результате тонкозернистые породы, которые при примерзании превращаются в замкнутые системы, подвержены морозному выветриванию сильнее, чем грубозернистые, в которых поровая вода может отжиматься.

В то же время медленное промерзание может активизировать морозное выветривание мелкозернистых нетрещиноватых влажных пород, вызывая подток воды к фронту промерзания, сопровождаемый образованием стебелькового льда, тогда как быстрое промерзание этому препятствуют.

Также необходимо отметить, что с фактором времени и частотой промерзания связано развитие усталости в породах.

СЛАЙД 9

Характерными продуктами морозного выветривания являются угловатые обломки различного размера (от гигантских глыб до тонких частиц). Преобладающая фракция конечных продуктов морозного выветривания относится к алевритам.

СЛАЙД 10

На плоских участках вершинных поверхностей гор, плато и плоскогорьях, сложенных скальными породами, образуются плащеобразные скопления щебнистого и глыбового материала - каменные россыпи или каменные моря. Неоднородности состава и строения пород могут проявляться в виде останцов выветривания - столбообразных скал неправильной формы, сложенных наиболее устойчивыми породами (кигилляхи). Наиболее широко кигилляхи развиваются при выветривании гранитов.

СЛАЙД 11

Криогенное выветривание на склонах имеет большое значение при формировании различных склоновых явлений: курумов, каменных глетчеров и др. Отличительной особенностью процесса является возможность выноса мелкозема, образующегося при выветривании крупнообломочных образований. Вынос обычно концентрируется по различным понижениям рельефа на склонах или на поверхности ММП. В результате образуются промытые, лишенные мелкозема грубообломочные образования, обрамляющие участки, на которых мелкозем сохраняется и постепенно накапливается. Существенно, что в разрезах склоновых крупнообломочных образований (осыпей, обвалов, курумов и др.) с поверхности залегают наиболее крупные и угловатые глыбы, слабо поддающиеся выветриванию из-за низкой влажности этой части разреза. В нижней, значительно обводненной части СТС происходит более быстрое выветривание обломков, приводящее к уменьшению их размеров.

СЛАЙД 12

Особым видом криогенного выветривания является нивация, или снежниковая эрозия. Это комплексный процесс, включающий интенсивное криогенное выветривание и вынос мелкозема за счет делювиального смыва, оплывания и течения разжиженного грунта, солифлюкции и крипа. Нивация в основном протекает по периферии снежников при их таянии, а при талом состоянии пород и под ними. Ее результатом является развитие на склонах гор нивационных ниш и каров, нивальных уступов и террас и др.

В горах Субарктики с нивацией связано образование нагорных (криопланационных) террас - выположенных поверхностей с углами наклона 1-5°, ограниченных уступами крутизной 30-40°. Нагорные террасы имеют покров из щебнистых супесей и суглинков мощностью от n10 см до 1,5-2 м. Уступы нагорных террас сложены крупноглыбовым материалом. Именно под уступами образуются (или образовывались в прошлом) снежники и происходит активная нивация, ведущая к их отступанию. Поверхности нагорных террас срезают породы разного генезиса, состава и прочности. Поэтому их происхождение не может быть объяснено геостуктурными или тектоническими причинами. Тектонические уступы и другие структурные формы могут создавать только первичные условия для активизации нивации.

Нагорные террасы характерны для районов с ограниченной новейшей тектонической активностью. Обычно на склонах бывает несколько нагорных террас. На соседних горах высоты и количество террас обычно не коррелируется. [см.также тему "Склоны..." и соответствующую презентацию]

Склоновые процессы в перигляциальных условиях

При том, что в перигляциальных условиях действуют многие типы склоновых процессов, наиболее распространены обваливание, оползание, морозный крип и солифлюкция. Об этих процессах мы достаточно подробно говорили, рассматривая тему "Склоны..." [специфику их протекания в перигляциальных условиях продумать самостоятельно]. Мы остановимся только на одном явлении, которого еще не касались - каменных глетчерах.

СЛАЙДы 13-14

Каменные глетчеры

Каменные глетчеры - это языковидные или лопастные тела, которые обычно образованы угловатыми глыбами и внешне напоминают небольшие ледники. Распространены чаще всего в высокогорье. На их поверхности есть валы и ложбины (часто изогнуты и обращены выпуклостью вниз по склону) и иногда - лопасти. Могут встречаться и продольные формы. Фронтальный склон крутой - с углом естественного откоса (крутизна активных форм может достигать 40°).

Поверхность каменных глетчеров обычно сложена валунами, глыбами и более мелкими обломками разнообразной формы. При этом внешний вид не отражает внутреннего строения. По имеющимся данным, каменные глетчеры преимущественно состоят из диамиктона4, в котором содержание мелкозема может очень значительным.

Каменные глетчеры подразделяются на активные и отмершие. Активные каменные глетчеры содержат лед в виде либо цемента, либо ядра (образовалось из ледников, погребенных под материалом поверхностной морены). Под действием силы тяжести они испытывают медленные пластические деформации (течение) и скольжение, выражающиеся в движении вниз по склону или по долине. Отмершие каменные глетчеры, как правило, лишены ледяных ядер и льда-цемента. В процессе вытаивания внутреннего льда активно развиваются инверсионные формы рельефа, сходные с моренными.

В отношении генезиса каменных глетчеров существуют две конфликтующие концепции. Согласно одной, они являются исключительно перигляциальными (мерзлотными) образованиями и могут не иметь историко-генетической связи с ледниками. Альтернативная позиция состоит в том, что "настоящие" каменные глетчеры формируются, главным образом, из ледников в ходе их сокращения и погребения под плащеобразным слоем обломочного материала.

[Любопытствующие могут узнать подробности у Google]

СЛАЙД 15

Морозное пучение и морозный напор

Давление, возникающее при замерзании воды, ориентировано во всех направлениях, но проявляется в движении грунта только вверх и в стороны. Возникающее в результате этого перемещение грунта, направленное преимущественно вверх называется морозным пучением, преимущественно по горизонтали - морозным напором.

Давление, возникающее при росте кристаллов льда в большинстве случаев направлено под прямым углом к изотерме промерзания. А поскольку промерзание распространяется от поверхности грунта вниз, то ведущую роль играет морозное пучение. Однако нельзя забывать и о напоре, к которому, например, приводит термическое расширение льда, вызванное повышением его температуры.

В целом морозное пучение контролируется динамикой промерзания и ростом порового и шлирового (образующего прослойки в мерзлом грунте) льда.

СЛАЙД 16

Пучение разборной скалы

Одним из наиболее заметных результатов морозного воздействия является пучение отдельностей разборной скалы. Эти блоки, которые морозное выветривание отчленило от коренного массива по зонам трещиноватости, заметно возвышаются над общей поверхностью, оставаясь в то же время зажатыми в коренных породах.

Морозное пучение отдельностей - обычное явление в районах вечной мерзлоты.

СЛАЙД 17

Вымораживание

Широко известно явление выталкивания камней при их вымораживании из тонкозернистых грунтов - поставленные на ребро обломки в перигляциальных областях, часто наблюдаемое появление камней на прежде чистых возделываемых полях, выпучивание столбов и проч.

В целом везде, где действует морозное пучение, любые плоские обломки в грунте имеют тенденцию поворачиваться на ребро. Причем длинные оси этих обломков располагаются по уклону местности. Такая ориентировка объясняется действием солифлюкции и других склоновых процессов. Тем не менее, решающим фактором явилось, по-видимому, постепенное промерзание грунта снизу вверх - от кровли вечной мерзлоты к поверхности.

Существует две основных гипотезы, объясняющих это явление. Согласно первой, получившей название гипотезы морозного вытягивания, при расширении мелкозема в результате его промерзания, заключенные в нем обломки захватываются и вытягиваются в вертикальном направлении; важную роль в процессе играет образование и рост под камнями ледяных шлиров. При оттаивании грунта камни не могут вернуться на место, поскольку оседание талого грунта вокруг них происходит прежде, чем протают их основания; опусканию препятствует не только частичное заполнение полостей под камнями талым грунтом, но и их сужение под действием морозного напора при промерзании.

Согласно второй гипотезе - морозного выталкивания, вымораживание определяется большей теплопроводностью камней по сравнению с мелкоземом, вследствие чего вокруг камней или у их основания формируется лед, который их выталкивает. Возвращению камней на прежние позиции также препятствует просачивание под них мелкозема.

Вслед за подъемом камней в результате морозного вытягивания оттаивание грунта выше их основания может приводить к оседанию грунта около верхних частей камней, что способствует выступанию вершин камней над грунтом у самой поверхности.

СЛАЙД 18

Поведение камней во многом определяется формой обломков и их ориентировкой. Отвесно располагающиеся обломки перемещаются к поверхности быстрее, чем имеющие иную ориентировку.

СЛАЙД 19

Морозобойное растрескивание

Под морозобойным растрескиванием понимается образование трещин из-за температурного сжатия грунта при отрицательных температурах. Процесс широко распространен как в пределах области многолетнемерзлых пород, так и сезонно промерзающих.

Заложение морозобойных трещин, которые образуют полигональные в плане системы (правильность их формы зависит от степени однородности пород), начинается от дневной поверхности с распространением их на глубину до 3 м и более. Рисунок и частота трещин зависят от температурного режима и реологических (деформационных) свойств мерзлого грунта (по некоторым наблюдениям, расстояние между трещинами в 2-3 раза больше их глубины). Большинство трещин наблюдается в рыхлых грунтах; в условиях вечной мерзлоты рисунок трещин фиксируется в многолетнемерзлых породах, а не в СТС, где эти структуры разрушаются при протаивании.

Морозобойное растрескивание в условиях вечной мерзлоты сопровождается ростом ледяных и песчаных трещин. Повторно-ледяные жилы растут в результате проникновения в трещины и замерзания в них поверхностной или грунтовой воды, или водяного пара. Они зарождаются в виде элементарных ледяных жилок, по которым происходит повторное растрескивание. Вследствие бокового разрастания такой жилы в окружающих ее отложениях часто роисходит загибание слоев вверх. Повторно-жильные льды представляют собой двухъярусные структуры: в верхней части жилы оттаивают и заполняются вмещающими отложениями, оплывающими со стенок трещин. Осенью порода, замерзая, цементируется льдом, в результате чего уменьшается "дефектность" мерзлого массива.

Повторно-ледяные жилы, как и многолетнемерзлые породы, могут быть сингенетическими или эпигенетическими в зависимости от того, происходит осадконакопление на поверхности или нет. Жилы, растущие при отсутствии седиментации, являются эпигенетическими; они увеличиваются в ширину, но не в высоту. Жилы, растущие одновременно с седиментацией, являются сингенетическими и увеличиваются как в ширину, так и в высоту.

При протаивании вечной мерзлоты полость ледяной жилы заполняется обрушивающимся материалом, превращаясь в псевдоморфозу по жиле. Такие псевдоморфозы - один из признаков древней вечной мерзлоты. Хотя тонкодисперсный сильно увлажненный грунт благоприятен для образования повторно-жильного льда, он не способствует образованию псевдоморфоз, поскольку при протаивании оплывает и устойчивость крутых стенок утрачивается. Поэтому хотя повторно-ледяные жилы чаще растут в тонкозернистых грунтах, псевдоморфозы лучше сохраняются в гравийных толщах.

Протаявшая повторно-ледяная жила может заполняться песком, образуя так называемую песчаную жилу. При этом иногда (в том числе, в Сухих долинах Антарктиды), песчаные жилы образуются не на месте, а вместо повторно-ледяных жил, что свидетельствует о сухих условиях.

СЛАЙД 20

Фотообразы ледяных жил.

СЛАЙД 21

Фотообразы псевдоморфоз по ледяным жилам.

Мы рассмотрели ключевые криогенные процессы. Некоторые из них, такие как вымораживание камней, действие стебелькового льда, массовое смещение грунта и, возможно, эффект криостатического давления (возникает в карманах талого грунта, захваченного между СТС при его прямом промерзании и кровлей вечной мерзлоты, если их смыкание на разных участках идет неравномерно из-за разной скорости промерзания; вызывает пучение) приводят к сортировке минерального грунта. В дальнейшем мы это увидим.

Перейдем к рассмотрению характерных перигляциальных форм, образующихся в процессе морозного воздействия.

СЛАЙД 22

Структурные грунты

Структурные грунты - собирательный термин для обозначения более или менее симметричных форм (полигонов, кругов, полос и др.), развитие которых обычно ограничено СТС. Формирование этих комплексов обусловлено парагенезом процессов морозобойного растрескивания, вымораживания и пучения, которые протекают на фоне общей морозной денудации.

Для классификации структурных грунтов применяется описательная терминология, основанная на геометрии элементарной ячейки и наличии/отсутствии заметной сортировки материала, которая проявляется в наличии/отсутствии каменистого бордюра.

Выделяют следующие виды структурных грунтов:

• полигоны o несортированные, o сортированные (каменные),

• круги o несортированные, o сортированные (каменные),

• сети o несортированные, o сортированные (каменные),

• ступени o несортированные, o сортированные (каменные),

• полосы o несортированные, o сортированные (каменные).

Полигоны, круги и сети представляют собой ячеистые структуры изометричного в плане рисунка. Они обычно встречаются на почти горизонтальных поверхностях, а на склонах крутизной до 7° становятся вытянутыми, имея тенденцию преобразовываться в полосы. Все полосы без исключения размещаются на склонах.

Разные виды структурных грунтов обнаруживают связь с конкретными типами почв.

СЛАЙД 23

Морозобойные полигоны и полигонально-блочный рельеф

Морозобойные полигоны представляют собой блоки в приповерхностной толще, разделенные трещинами с повторно-жильными льдам. Правильность их очертаний зависит от однородности пород и наличия ориентирующей вертикальной поверхности. В однородных песчано-глинистых отложениях речных долин часто формируются правильные тетрагоны, очертания которых подчиняются ориентирующим поверхностям. В однородных породах без ориентирующих поверхностей преобладают гексагональные формы.

В образовании ячеистых форм ведущее значение имеет парагенез процессов морозной сортировки, пучения и полигонального растрескивания. При проникновении жил льда в слой многолетнемерзлых пород СТС распадается на ряд закрытых систем. Расширении ледяных жил и ореола мерзлых пород создают в них напряжения, способствующие выдавливанию и вытеканию пластичного материала, слагающего талую часть СТС. Мелкие ячеистые формы возникают и при небольших размерах ледяных жил, когда закрытые системы не образуются. В зависимости от механического состава и однородности пород варьируют детали строения форм.

СЛАЙД 24

Полигоны несортированные

Несортированные полигоны - это структурные грунты, характеризующиеся преимущественно полигональной формой ячейки и отсутствием каменного бордюра. Они образуют группы, ячейки которых (или границы между полигонами) обычно маркируются ложбиной с трещиной. Чаще всего встречаются на плоских поверхностях.

Несортированные полигоны подразделяются на

? мелкие - диаметром менее 1 м (могут иметь в поперечнике 5 см), ? крупные - диаметром более 1 м (могут превышать 100 м).

Несортированные полигоны образуют группы, ячейки которых обычно маркируются ложбиной с трещиной. Грунт, их слагающий, может быть предсавлен хорошо сортированным мелкоземом, песком, гравием или это может быть диамиктон. Крупные формы требуют хорошего дренирования грунтов, хотя на прибрежных низменностях это условие по отношению к крупным полигонам с повторно-жильными льдами не выполняются.

Полигоны с повторно-жильными льдами содержат ледяные жилы, совпадающие с границами полигонов. Эти границы лежат выше или ниже центральной площади полигонов.

Понижение границы обусловлено протаиванием; если протаивание ледяных жил зашло достаточно далеко, формируются выпуклые полигоны. Размер ложбин обычно отражает ширину ледяных жил. Иногда ложбины возникают над песчаными жилами.

Если граница приподнята, то все равно существует разделяющая ложбина, на она обрамлена валиками. Образование этих валиков связано с деформациями, которые или вызваны ростом ледяной жилы и последующим расширением многолетнемерзлых грунтов при повышении температуры, или возникают в результате внедрения и замерзания воды, выжатой из ложбины криостатическим давлением. Появление валиков свидетельствует, что идет процесс развития вогнутых полигонов.

В сезон протаивания в центре вогнутых полигонов часто стоит вода; у выпуклых полигонов вода накапливается в разделяющих их ложбинах.

Мелкие несортированные полигоны, обусловленные иссушением, развиты повсеместно. Крупные формы встречаются в основном в двух резко контрастирующих засушливых обстановках - холодной и жаркой.

СЛАЙД 25

Полигоны сортированные

Сортированные (каменные) полигоны - это структурные грунты, преимущественно с полигональной формой ячейки и признаками сортировки, обычно - с каменным бордюром, окаймляющим более тонкий материал. У мелких форм минимальный размер ячейки - около 10 см; у крупных форм максимальный размер - 10 м (сравните с граничными размерами несортированных полигонов). Иногда мелкие сортированные формы занимают центральные обнаженные участки более крупных сортированных полигонов.

Как и у несортированных полигонов, в центре сортированных полигонов концентрируются более мелкие частицы, иногда с каменным материалом. Размер наиболее крупных характерных обломков может определять диаметр сортированных форм - отношение среднего размера крупных обломков к диаметру полигона колеблется от 1:5 до 1:10. Диаметр сортированного полигона уменьшается с утончением чехла рыхлого материала, в котором формируется полигон.

Уплощенные обломки обычно лежат на ребре и ориентированы параллельно краю. Обычно размер камней в бордюрах уменьшается с глубиной. Это может быть обусловлено тем, что обломки, лежащие ниже дневной поверхности, увлажнены дольше, чем находящиеся на поверхности, и потому быстрее распадаются на мелкие фрагменты. Бордюры с глубиной могут сужаться и в некоторых формах выклиниваются, а в некоторых формах они с глубиной расширяются и сливаются с каменистым горизонтом.

Мелкие сортированные полигоны встречаются в разнообразных природных обстановках. Крупные полигоны лучше всего развиты в условиях вечной мерзлоты.

Реликтовый и неактивный характер сортированных форм можно установить на основании свидетельств неподвижности, среди которых - наличие лишайникового покрова на верхних (но не на нижних!) поверхностях камней; наличие сформированной толстой сплошной растительной подстилки в центральных частях; хорошо развитые почвенные горизонты, особенно - внеполярных типов; регулярные наблюдения.

СЛАЙД 26

Круги несортированные

Структурные грунты, характеризующиеся преимущественно круглой формой ячейки и отсутствием каменного бордюра называются пятна-медальоны. Как правило, они окаймлены растительностью и встречаются поодиночке или группами. Их типичный диаметр равен 0,5-3 м. Центральные части часто имеют слегка выпуклый профиль и разбиты на мелкие несортированные полигоны. Обычно в минеральных почвах содержится большое количество мелкозема; крупные обломки не обязательны. В поперечных разрезах видно, что в центральных частях некоторых форм материал поступает снизу.

Распознать в холодных остановках неактивные (древние) пятна-медальоны можно по лишайникам на камнях и растительность в центре кругов. В разрезах выделить ископаемые формы трудно; иногда их индикаторами служат беспорядочные деформации и взаимопроникновение слоев грунта, вызванные морозным воздействием.

СЛАЙД 27

Круги сортированные

Структурные грунты с преимущественно округлой формой ячейки и признаками сортировки, обычно с каменным бордюром, окружающим мелкозем, называются каменные круги, кольца или венки. Каменные кольца с пятнами мелкозема представляют собой сортированные круги среди глыбовых и валунных поверхностей; мелкозем в них подается снизу. Иногда каменные кольца с пятнами мелкозема образуют переходное звено к сортированным кругам. Сортированные круги, как и пятна-медальоны, встречаются группами или по одному. Они имеют сходные размеры, причем размер увеличивается с глубиной морозного воздействия и уменьшается там, где мощность грунта меньше этой глубины. Чаще всего располагаются на практически горизонтальных поверхностях.

В середине сортированных кругов концентрируется тонкий материал, иногда с включениями камней. Размер обломков, слагающих бордюр, увеличиваеться с возрастанием диаметра кругов. Уплощенные обломки часто поставлены на ребро, а их длинные оси располагаются параллельно краю круга или под прямым углом к нему. Ориентированность обломков характерна как для центральных частей, так и для бордюров.

Как и сортированные круги с бордюром, сортированные круги со скоплением камней в центре (так называемые каменные ячейки) имеют ряд разновидностей. Одни состоят из центрального камня в окружении более мелких обломков или пластинчатых обломков, поставленных на ребро. Другие представляют собой скопления многочисленных камней среди растительности или на обнаженной поверхности.

Неактивные каменные круги идентифицируются по лишайниковому покрову на камнях бордюра и центральных частей и по характеру заселения растительностью центральных частей. Хорошо распознаются в разрезах.

Коротко остановимся на прочих видах структурных грунтов.

СЛАЙД 28

Сети Сети - структурные грунты, у которых в форме ячейки не преобладают ни округлый, ни полигональный контур. Почти во всех прочих отношениях они сходны с кругами и полигонами; для них также используются понятия "сортированные" и "несортированные". Характерные диапазоны размеров и уклонов поверхности для большинства сетей аналогичны таковым для кругов и полигонов, однако сети, столь же крупные, как некоторые несортированные полигоны, не известны.

Строение большинства сетей аналогично строению кругов и полигонов. Исключение - несортированные образования, известные в Исландии как туфуры, и характеризующиеся шишковидной формой и растительным покровом. Форма исландских кочек может быть разнообразной; некоторые виды содержат ядро из минерального грунта. Хорошо развитые кочки обычно имеют высоту до 50 см при диаметре 1-2 м.

Кочки образуют заметный элемент в ландшафтах некоторых полярных областей. Они могут возникать и при отсутствии вечной мерзлоты.

Ступени

Ступени - структурные грунты, представляющие собой ступени с внешним бордюром из растительности или камней, обрамляющих сравнительно обнаженный грунт внутренней части. Встречаются только на склонах; снизу ограничиваются поверхностью следующей ступени, наклон которой меньше общего наклона склона. Хотя ступени подобны микротеррасным формам, они скорее образуются из кругов, полигонов или сетей, чем образуются самостоятельно. Могут быть сортированными или несортированными - зависит от того, покрыт уступ только растительностью или камнями. Вероятно, несортированные ступени образуются из кочек, а сортированные - из сортированных кругов или полигонов.

СЛАЙД 29

Каменные полосы

Несортированные полосы - структурные грунты с полосчатым рисунком и без признаков сортировки, для которых характерно чередование параллельных полос с растительным покровом и полос сравнительно голого грунта, ориентированных по падению склона.

Сортированные (каменные) полосы - структурные грунты с полосчатым рисунком и признаками сортировки, которая выражается в чередовании параллельных рядов камней и разделяющих их полос более тонкого материала, ориентированных по падению склона. Для обоих типов характерно наличие как крупных, так и мелких форм.

СЛАЙД 30

Пространственное соотношение криогенных форм рельефа

СЛАЙД 31

Формы рельефа, связанные с пучением

С процессами пучения связан бугристый рельеф. По условиям формирования выделяют миграционные бугры, булгунняхи, гидролакколиты и полигенные формы.

Миграционные бугры (бугры-торфяники, земляные бугры, бугры-могильники и др.) приурочены, главным образом, к аккумулятивным равнинам, межгорным впадинам и долинам крупных рек. Высота миграционных бугров 2-3, реже 4-8 м; ширина в основании - несколько десятков, реже первые сотни м.

Миграционные бугры и площади пучения образуются в местах распространения тонкодисперсных отложений мощностью не менее 3-4 м, подстилаемых водоносными песками. Развивающиеся формы в основном распространены вблизи южной границы подземного оледенения. Они возникают на начальных стадиях промерзания талых дисперсных отложений; связаны с возникновением локальных участков мерзлых пород в пределах СТС. Их образованию способствует развитие мхов, накопление торфа и заболачивание.

СЛАЙД 32

Многолетние инъекционные бугры пучения - гидролакколиты (булгунняхи, или пинго) представляют собой крупные многолетние холмы с ледяным ядром. Их высота колеблется от 3 до 70 м, а их диаметр - от 30 до 600 м. Большинство пинго имеют более или менее округлую форму в плане. Часто от вершин пинго радиально расходятся трещины, возникшие вследствие роста ледяного ядра; часто вершинные поверхности проседают в результате вытаивания ледяного ядра.

Наиболее распространены две модели образования пинго:

• под воздействием криостатического давления (рост при промерзании закрытой системы) и

• под воздействием артезианского давления (рост при промерзании открытой системы).

Есть два варианта криостатической гипотезы:

• озеро заполняется растительностью или осадками; в условиях вечной мерзлоты это приводит к тому, что вода при прогрессирующем промерзании сверху, сбоку и со дна "попадает в ловушку". Окончательное промерзание и вызванное этим расширение захваченной воды вызывает пучение и воздымание перекрывающего грунта;

• спуск или смещение водоема, изолировавшего от промерзания нижележащие водонасыщенные отложения, влечет за собой прогрессирующее всестороннее промерзание осадков.

Согласно артезианской концепции, грунтовые воды, текущие под тонким слоем многолетнемерзлых пород или в таликах, под давлением проникают в приповерхностные горизонты, где замерзают, образуя инъекционные льды. Это приводит к формированию ледяного ядра и пучению поверхности. Такие пинго (пинго открытых систем, или восточногренландского типа) могут развиваться и в рыхлых грунтах, и в скальных породах.

Пинго всегда связаны с вечной мерзлотой. Как и повторно-жильные полигоны, они являются ключевыми индикаторами полярных и субполярных природных условий. Пинго открытых систем могут формироваться в современных климатических условиях и наблюдаются в зоне прерывистой вечной мерзлоты, например, в Западной Сибири.

СЛАЙДы 33-34

Фотообразы пинго.

СЛАЙД 35

Проявления флювиальных процессов в перигляциальных обстановках

Воздействие флювиальных процессов в перигляциальных обстановках во многих местах весьма результативно, особенно - в период снеготаяния. Эффект флювиального воздействия в перигляциальных областях определяется, главным образом, степенью влияния на него морозных процессов. Остановимся лишь на некоторых.

Наледи

Наледи - массы поверхностного льда, образовавшегося в течение зимы за счет последовательного намораживания тонких плоскостных потоков воды. Обычно образуются

? за счет грунтовых вод, выходящих на поверхность в виде естественных источников или ключей или в искусственных разрезах, пересекающих уровень грунтовых вод; ? за счет прорыва воды сквозь ледяной покров при промерзании мелководных рек - в потоке воды подо льдом по мере сближения подошвы льда с речным дном развивается гидростатическое давление.

Возникновению наледей способствует вечная мерзлота.

Наледи могут быть погребенными и сохраняться длительное время в виде подземных льдов. Они являются широко распространенными перигляциальными образованиями.

Для текстуры наледей характерна параллельность подстилающей поверхности. Наледный лед практически никогда не деформирован (в отличие от ледникового). Большинство крупных речных наледей слабо загрязнены и лежат на промытых гравийных отложениях днищ долин. Это - отличие погребенных наледей от пластовых залежей сегрегационного льда, обычно залегающих в суглинках и содержащих суглинистые прослои.

Наледи грунтовых вод (за исключением мест с постоянными источниками) невелики - их площадь обычно менее 0,5 кв.км, а толщина - 1 м. Площадь речных наледей редко бывает меньше нескольких га. Самая крупная наледь Якутии - Момская - в бассейне р.Мома - занимает от 76 до 112 кв.км.

Во многих районах встречаются наледные бугры, создаваемые гидростатическим давлением и связанные с речными наледями. Это изолированные бугры или протяженные извилистые гряды, свидетельствующие о продолжающемся течении воды подо льдом.

Наледи способны эродировать долины как непосредственно, оказывая давление на их борта и подкапывая их, так и косвенно, отклоняя течение потока. Часто они вызывают подтопление.

СЛАЙД 36

Плоскодонные долины

Для перигляциальных областей характерны четко выраженные широкие плоскодонные долины. На дне таких долин (в отличие от типичных пойм) обычно отсутствует выраженное русло, независимо от пород, в которых долины выработаны. Их размеры варьируют в широком диапазоне; в Исландии их глубина колеблется от 5 до 20 м, ширина - от 5 до 100 м и больше.

Сток в таких долинах в основном связан со снеготаянием. Его эпизодический характер играет решающую роль в развитии долин. Сначала сток может быть очень большим и идти сплошным потоком, затем на дне возникает многорукавная система, и, наконец, сток полностью прекращается. Развитию таких долин благоприятствует вечная мерзлота, создающая близповерхностный водоупор и, тем самым, способствующая такому стоку.

СЛАЙД 37

Формы рельефа, связанные с вытаиванием мерзлоты

Термокарст - явление вытаивания льда из льдистых пород, толщ и линз чистого подземного льда. Необходимое условие для процесса - наличие подземных льдов в пределах СТС. Термокарст часто сопровождается суффозией. Термокарст широко распространен у южной границы геокриозоны, где протаиванию подвергаются все виды подземного льда. В результате таяния подземных льдов образуются термокарстовые озера, аласы и байджерахи.

Термокарстовые озера различны по площади, глубина - до 20 м. Образуются при высокой льдистости толщ, прогрессирующей мощности СТС, отсутствии дренажа на плоских низких водоразделах и обширных низменных равнинах.

СЛАЙДы 38-39

Аласы - замкнутые овальные или округлые понижения, часто являющиеся реликтами озерного рельефа - образуются после усыхания озер или их дренирования развивающейся гидросетью. Аласовые котловины могут формироваться при вытаивании жильных льдов, льдистых толщ и линз чистого льда. В пределах алас часто вырастают бугры пучения типа булгунняхов. Сочетание большого количества бугров пучения и алас создает криогенный западинно-бугристый рельеф.

СЛАЙДы 40-41

На склонах возвышенностей, обрамляющих аласы, иногда возвышаются байджерахи - бугры, образованные вмещающей породой (алевриты, пылеватые суглинки торф и т.п.), оставшейся в центральных частях морозобойных полигонов в результате вытаивания жильного льда. Как правило, достигают в высоту 5-10 м, имея площадь в основании 1520 м. На начальной стадии протаивания жильных льдов байджерахи имеют форму столбов. При высокой льдистости вмещающих пород, последние расплываются и образуются округлые котловины (аласы) глубиной до 8-12 м, реже до 30 м.

Нередко наблюдаются смешанные формы - аласы с байджерахами на склонах. Широко распространены на равнинах Севера Якутии, сложенных так называемым едомным комплексом5, а также в других районах развития повторно-жильных льдов значительной мощности.

При протаивании подземных льдов на равнинах со слабым дренажем или без него образуются мелкие озера (0,5-5 м) угловатых очертаний, которые после усыхания превращаются в неглубокие аласовые западины со следами полигональных форм на дне.

СЛАЙД 42

Сводная таблица "Криогенные рельефообразующие процессы и результаты их деятельности"

ТЕМА IV. РЕЛЬЕФ КОНТИНЕНТОВ

Тема 1. Неотектонический этап развития территории

СЛАЙД 1

Термин "новейшая тектоника" был введен еще в 1932 г. С.С.Шульцем для обозначения деформаций, создавших основные черты современного рельефа. В.А.Обручев впервые рассматривал новейшие движения как один из циклов тектогенеза; он предложил выделить неотектонику, под которой понимались позднекайнозойские тектонические движения, имевшие большое значение в формировании современного рельефа, в новый раздел геотектоники. Продолжительность новейшего этапа В.А.Обручев оценивал в 35 млн лет. Н.И.Николаев также считал, что только позднекайнозойскую (олигоценчетвертичную) активизацию следует связывать с новейшим этапом.

Поскольку активизация была не синхронной, а проявилась в разных формах и с разной интенсивностью во времени и в пространстве, возникли разногласия, касающиеся временного диапазона неотектонического этапа. Его нижняя граница считается скользящей от региона к региону (для Евразийского материка с тенденцией омоложения в восточном направлении) и проводится разными авторами на рубеже эоцена-олигоцена, олигоцена-миоцена или в начале плиоцена и даже четвертичного периода.

В 1996 г. Е.Е.Милановский предложил новое понимание тектонических и геодинамических обстановок новейшего этапа и обосновал планетарно выраженный нижний возрастной рубеж 10 млн лет. По его мнению, неотектонический этап является началом крупного постальпийского геопульсационного цикла. Для альпийского этапа характерно последовательное относительное усиление процессов горизонтального сжатия и сокращения земной коры, которые завершились позднеальпийским орогеническим этапом (поздний эоцен - средний миоцен). На неотектоническом этапе процессы горизонтального сжатия сменились проявленными в глобальном масштабе процессами горизонтального расширения коры и, возможно, объема Земли.

Однако эти представления разделяются не всеми. Традиционно нижняя граница новейшего этапа проводится на рубеже эоцена/олигоцена или олигоцена/миоцена. В это время начали зарождаться новейшие структуры, еще слабо проявлявшиеся в рельефе или развивавшиеся без морфологического выражения (конседиментационно). В плиоцене отмечается повсеместное усиление тектонической активности, резкое возрастание амплитуд тектонических движений и формирование горного рельефа в очертаниях, близких к современным. За рубежом термин "неотектоника" употребляется для обозначения проявлений плиоцен-четвертичной тектонической активности, которая накладывается на основную тектоническую структуру и модифицирует ее.

Неотектоническая активизация охватила области архейской, протерозойской, палеозойской и мезозойской складчатости, где раннекайнозойские движения или проявлены слабо, или территории находились в платформенном режиме. Такой активный орогенез, особенно на месте эпипалеозойских и более древних платформ, целый ряд исследователей рассматривает как принципиально новую особенность именно неотектонических движений, отличающую их от более древних.

СЛАЙД 2

Выделение неотектонического этапа в геологической истории Земли основано на тех же признаках, что и другие циклы тектогенеза. На этом этапе произошли:

• коренная структурная и геофизическая перестройки земной коры;

• смена эндогенных режимов;

• интенсивное проявление вертикальных и горизонтальных тектонических движений;

• изменение рельефа - возникновение высочайших горных сооружений;

• изменение строения коры и верхней мантии;

• эволюции полей тектонических напряжений;

• оформление контуров океанов и континентов в современных границах;

• образование окраинных и внутренних морей, глубоководных впадин, желобов, разрастание основной части срединно-океанических хребтов и пр.

Таким образом, выделение неотектонического этапа базируется на комплексе данных, главными среди которых являются:

• повсеместная активизация тектонических движений, ? проявление новейших деформаций в рельефе, ? формирование орогенов.

Новейший тектонический этап распадается на подэтапы (фазы) усиления и ослабления тектонических движений. В подвижных зонах выявлены синхронно проявленные фазы активизации: конец эоцена - начало олигоцена, конец олигоцена - начало миоцена, начало среднего миоцена и фаза поздний миоцен - ранний плиоцен, объединяющая несколько тектонических эпизодов, в том числе конца среднего - начала позднего плейстоцена. В развитии структур океанского дна Центральной Атлантики также выявлены тектонические рубежи, на которых отмечены существенные структурные преобразования: олигоцен - миоцен (23 млн лет), средний миоцен - поздний миоцен (10 млн лет) и поздний плиоцен - квартер (2,5-1,5 млн лет).

Таким образом, новейший этап отхватывает интервал времени от конца эоцена - начала олигоцена до голоцена. Во многих регионах мира с рубежом эоцена-олигоцена связаны изменения в характере осадконакопления и наличие крупных перерывов. На рубеже 10 млн лет на Земле проявился мощный рифтогенез.

СЛАЙД 3

Одним из основных объектов неотектонических исследований является рельеф. Хотя изучение новейших структур основано на традиционных методах структурной геологии, в качестве маркирующих горизонтов используются не только и не столько отложения, сколько формы современного рельефа. Именно рельеф является универсальным репером для оценки новейших деформаций.

Как уже говорилось, тектонические движения имеют колоссальное значение для рельефообразования. Именно они создают превышения одних крупных участков земной поверхности над другими и изменяют ее уклоны. По мере ускорения поднятия какой-либо территории растет и скорость ее денудации и эрозионного расчленения.

Эндогенные тектонические процессы создают неровности земной поверхности, а экзогенные (которые в значительной степени контролируются климатом) их уничтожают. В глобальном масштабе экзогенные процессы через механизм изостазии способны влиять на эндогенные процессы, в частности - на скорость и знак тектонических движений. Поднимающиеся блоки литосферы за счет денудации становятся легче, что увеличивает тенденцию к их всплыванию. И наоборот, блоки, поверхность которых опускается, получают дополнительную нагрузку за счет накопления на них осадочного материала, что приводит к их дальнейшему опусканию.

При неотектонических исследованиях важно различать "живые" и "мертвые" орографически проявленные структуры. Первые развиваются до современной эпохи включительно и активно участвуют в процессе рельефообразования, вторые завершили свое формирование до новейшего этапа.

Типизация проявленных в рельефе структурных форм основана на сопоставлении новейшего развития тектонических деформаций и их морфологического выражения. Развивающиеся структуры создают активные орографические формы, подобие которых тектоническим деформациям может быть различным. Неразвивающиеся структуры образуют пассивные орографические формы, тождественные отдельным элементам "мертвой" деформации.

Среди орографических форм, созданных "живыми" деформациями, выделяются

• структурно подобные - в целом близки по конфигурации к тектоническим деформациям; могут быть незначительно переработаны плоскостной и линейной денудацией (однотипные) и изменены экзогенными процессами (искаженные);

• сопутствующие - соответствуют начальным стадиям морфологического становления деформаций, чуткими индикаторами которых могут быть мелкие речки, ручейки, форма болот, локальные изменения характера эрозионного расчленения участка зарождающейся в рельефе структурной формы;

• нейтральные динамические - образуются в горных странах, в основном - на раннеорогенной стадии в условиях медленного воздымания, а также в платформенных областях на обширных сводах положительных структурных форм, формируя денудационный равнинный рельеф.

Среди орографических форм, соответствующих "мертвым" структурным формам, выделяются

• скульптурно-тождественные - могут быть выражены в рельефе только в условиях общего поднятия территории и препарирования бронирующих слоев. В зависимости от литолого-стратиграфических условий выделяются прямые и обращенные орографические формы. Прямая орографическая форма образуется, когда неразвивающаяся деформация сложена породами, устойчивыми к денудации. Обращенная орографическая форма образуется, если, например, бронирующие слои обнажаются в ядре "мертвой" синклинали, на месте которого формируется столовая гора;

• нейтральные статические поверхности - не характерны для новейшего этапа, который отличается повсеместной активизацией тектонических движений, но могут присутствовать в строении развивающихся мозаичных структур.

Одна и та же деформация может выражаться в рельефе по-разному. Кроме состава пород, слагающих структурную форму и определяющих ее устойчивость к денудации, большое значение имеет скорость и длительность процесса становления деформации. Сочетание разноранговых "живых" и "мертвых" деформаций определяет большое разнообразие их морфологического выражения.

СЛАЙД 4

Примеры "живых" и "мертвых" складок.

СЛАЙД 5

Одновременно с развитием структурных форм и их становлением в денудационном рельефе в сопряженных впадинах происходит накопление рыхлых отложений (см.слайд). Тектонические поднятия протекают прерывисто-непрерывно: фазы усиления тектонической активности чередуются с фазами относительной стабилизации. Такие фазы неотектонического этапа, фиксируются в денудационном рельефе и в строении молассовых толщ во впадинах: усиление тектонической активности в разрезе осадочной толщи фиксируется более грубым материалом, затухание - более тонким. Ранне- и позднеорогенные стадии развития новейших поднятий отчетливо проявлены в горных странах. На раннеорогенной стадии (амплитуды поднятия небольшие) в сопряженных впадинах в морских и лагунных условиях накапливается нижняя моласса - преимущественно песчано-глинистые отложения, нередко со слоями известняков и/или эвапоритов. На позднеорогенной стадии (темпы поднятий резко ускоряются) накапливается верхняя грубая моласса.

Формирование молассовых комплексов происходит в различных физико-географических обстановках. В результате разнообразны наборы формаций, составляющие молассовые комплексы. На них влияют размеры впадин, климатические зоны, в которых они находятся, положение "днищ" впадин относительно уровня океана, связь с морскими бассейнами, расположение и относительные превышения окружающих гор, площадь денудации и др.

На ритмичность тектонических движений накладывалась климатическая периодичность, влиявшая на характер эрозии. Так, в строении аллювиальных толщ отражается смена теплых и холодных, влажных и сухих условий четвертичного осадконакопления. Они обусловили формирование "теплого" и "холодного" аллювия, связанного с чередованием ледниковых и межледниковых эпох. В долинах Евразии нижняя часть аллювиальных тел формировалась в условиях теплого климата, способствовавшего увеличению твердого стока, верхняя - во время похолодания, когда земная поверхность интенсивно промерзала.

Тема 2. Общие черты рельефа Земли

СЛАЙД 6 Рельеф Земли складывается из форм и элементов разных масштабов (рангов), образующих некую иерархическую последовательность. При изучении отдельных форм рельефа, разнообразных по размерам, происхождению, возрасту и соотношению друг с другом, выявляются закономерности развития рельефа всей поверхности Земли. Большая часть этих форм образовалась на новейшем этапе тектонического развития.

Крупные формы рельефа земной поверхности имеют эндогенное происхождение и соответствуют определенным элементам тектонической структуры Земли. Формами I (планетарного) порядка являются континенты и океанские впадины со связанными с ними морскими впадинами, а также переходные между ними области. Они определяют глобальное разделение поверхности Земли на области преобладающей денудации (континенты) и области преобладающей аккумуляции продуктов разрушения (океаны и моря). На этом уровне существует практически полное соответствие рельефа и тектонической структуры.

В пределах планетарных форм вследствие неодинаковой направленности и интенсивности тектонических движений выделяются формы II порядка (мегаформы) - горные пояса и равнины. Они также являются отражением крупных тектонических структур - поясов активных горообразующих деформаций земной коры (или орогенов) и малоактивных и слабо дифференцированных платформ.

Мегаформы тектонического рельефа состоят из форм III, IV и других менее крупных рангов (макроформы, мезоформы и т.д.). Так, горные пояса подразделяются на отдельные горные страны и системы, часто разобщенные более или менее крупными массивами платформенного типа. Системы, в свою очередь, образованы отдельными цепями горных хребтов и впадин, также тектонического происхождения. Многие формы высоких порядков имеют экзогенное происхождение - они наложены на эндогенный рельеф.

Рельеф континентов

Континенты возвышаются над уровнем Мирового океана в среднем на 875 м при разбросе экстремальных отметок от более 8000 м над ур.моря до более 11 000 м ниже ур.моря. Основными мегаформами рельефа континентов являются платформенные равнины и пояса горных сооружений.

СЛАЙД 7

Рельеф платформенных равнин

Равнины - это обширные участки земной поверхности, отличающиеся слабо расчлененным рельефом и незначительным колебанием высот. Они характерны для всех

платформ независимо от их возраста, при этом по площади развития преобладают равнины древних платформ (Восточно-Европейская, Сибирская, Северо- и ЮжноАмериканские, Африканская, Северо- и Южно- Китайские, Индостанская, Австралийская). Многие равнины располагаются в пределах плит - участков платформ, где длительное время накапливались осадки, мощность чехла которых составляет от сотен метров и первых километров до 10-15 км и более (в глубоких синеклизах). Участки платформ, где осадочный чехол практически отсутствует, называются щитами.

На неотектоническом этапе древняя структура платформ была преобразована, что вызвало деформацию земной поверхности и развитие современных форм рельефа, которые не всегда или не в полной мере соответствуют ранним структурно-орографическим формам (антеклизам, синеклизам и т.п.). Эти новейшие структурно-орографические формы определяют пространственное развитие и характер рельефообразующих процессов в пределах платформ. При этом особое значение имеют события четвертичного периода, в том числе глобальные колебания климата, неоднократно вызывавшие развитие покровных оледенений и связанные с ними колебания уровня океанов.

Условные обозначения к геоморфологической карте мира

Равнинно-платформенные области: P1 - низкие равнины; Р2 - высокие равнины (плато, плоскогорья; поднятые массивы); горные (орогенные) области: Г1 - возрожденные горы (эпиплатформенные); Г2 - молодые горы (эпигеосинклинальные).

Области распространения морфоскульптур суши: 1 - современных криогенных; 2 - древних ледниковых с современными криогенными; 3 - древних ледниковых, преобразованных эрозией и перигляциальными процессами; 4 - древних ледниковых, преобразованных аридными процессами; 5 - горных оледенений с современными и древними криогенными формами; 6 - горных оледенений с аридными формами; 7 - современных и древних флювиальных форм; 8 - современных и древних аридных форм.

СЛАЙД 8

Характерной особенностью платформенных равнин является резкое преобладание равнинных пространств над участками с расчлененным рельефом (платформенные равнины включают районы с резко расчлененным рельефом, которые в морфографическом смысле нельзя назвать равнинами, такие как Жигулевские горы на Восточно-Европейской равнине или горы Путорана на Сибирской равнине). Амплитуды высот на равнине достигают нескольких сотен метров, что на порядок меньше, чем в горных странах.

Платформенные равнины в целом и отдельные крупные формы рельефа, выделяемые в их пределах, характеризуются изометричными очертаниями. При этом границы равнин и отдельных в целом изометричных форм их рельефа часто отличаются прямолинейностью, что может быть обусловлено развитием крупных флексурно-разрывных зон.

С обширностью территорий равнин связана большая площадь и сильная разветвленность речных бассейнов. Обширность территории и относительно малый размах рельефа обусловливает проявленность широтной физико-географическая зональности.

СЛАЙД 9

Генетические типы равнин

В зависимости внутреннего строения равнин (наличия/отсутствия и мощности четвертичного покрова) и ведущих экзогенных процессов, приведших к их образованию, равнины подразделяются на

• денудационные,

• аккумулятивные

• денудационно-аккумулятивные.

При этом чрезвычайно важно различать ведущие экзогенные процессы, определившие генезис первичной равнины (денудационный; аккумулятивный морской, аллювиальный, вулканический и др.), и наложенные экзогенные процессы, приведшие к осложнению или моделированию ее морфологии. Именно так формируется генетическое определение равнин. Например, наложение поздней эрозии на более ранние аккумулятивные поверхности формирует аккумулятивно-эрозионные равнины.

В зависимости от сложности процесса формирования равнины подразделяются на

• моногенные - в основном образованы каким-либо одним экзогенным процессом (аллювиальные, озерные, морские, ледниковые и др.),

• полигенные - образованы несколькими процессами, действовавшими одновременно (аллювиально-морские, аллювиально-пролювиальные и др.) или сменившими друг друга во времени. Так, расчленение молодой эрозией сложенных мореной поверхностей приводит к образованию ледниково-эрозионных равнин.

По устройству поверхности различают равнины практически горизонтальные и наклонные, разнообразно расчлененные и осложненные эрозионно-аккумулятивными формами (например, холмистые, волнистые и др.).

В рельефе аккумулятивных равнин своеобразную роль играет мощность новейших отложений. При значительной их мощности строение коренных пород, слагающих основание равнин, не отражается на деталях ее поверхности, особенно если структурные формы мертвые. При активном росте поднятия и впадины определяют мощность рыхлого покрова и распределение литофаций новейших отложений. При малых мощностях рыхлого покрова неровности погребенного рельефа могут просвечивать сквозь него (это наиболее ярко проявляется, когда поднятия и впадины цоколя испытывают новейшее развитие).

СЛАЙД 10

Денудационные равнины

Денудационные равнины в основном являются внутриконтинентальными. Они практически лишены покрова четвертичных отложений или он маломощен и распространен фрагментарно. Обычно это возвышенные равнины, с абсолютными высотными отметками от 200-500 м над ур.моря до 1000 м и более. Они развиваются на крупных поднятиях в пределах платформ - кристаллических щитах, антеклизах и других положительных структурных формах.

Генезис таких равнин зависит от климатических условий и обусловленного этим набора преобладающих экзогенных процессов, действующих в квартере. В качестве примеров:

• экзарационные - выработанные на кристаллических породах архея и протерозоя (например, Канадский и Балтийский щиты);

• эрозионные - расчлененные речными долинами и оврагами водораздельные пространства, сложенные осадочными породами палеозоя и мезозоя, перекрытыми лессами (например, Среднерусская возвышенность на Воронежской антеклизе); ? абразионные и абразионно-эрозионные - например, платообразные возвышенности на правобережье Волги в Прикаспийской впадине и плато на п-ове Мангышлак и др., сложенные морскими известняками неогена, эродированные долинами небольших рек и сухих русел.

Для рельефа денудационных равнин большое значение имеют состав пород субстрата, условия их залегания и тип деформаций. Различная устойчивость этих пород способствует образованию форм, обусловленных избирательной денудацией. Так, при горизонтальном и субгоризонтальном залегании и наличии бронирующих слоев образуются пластовые равнины или структурные плато. При моноклинальном залегании могут образовываться куэсты или гряды. На дислоцированных плотных породах возникли кряжи - расчлененные эрозией возвышенности со сглаженными формами и абсолютными высотами до 300-400 м (Донецкий, Тиманский кряжи и др.) или более высокие обширные плосковершинные плоскогорья Восточной Сибири, Гвианского щита в Южной Америке и др. В зависимости от климатической обстановки они могут быть расчленены ледниковыми или флювиальными долинами. Некоторые денудационные равнины, находящиеся в условиях аридного климата, представляют собой каменистые пустыни с корразионнодефляционными останцовыми возвышенностями и котловинами выдувания. В условиях гумидного климата и карбонатного или сульфатного состава пород субстрата развиты денудационные равнины, осложненные карстовыми формами.

Рельеф равнин может осложняться неровностями, связанными с развивающимися молодыми тектоническими деформациями. При низкой скорости роста живых структурных форм может происходить их выравнивание. При этом на участках поднятий формируется динамическая конденудационная6 поверхность с понижающимся уровнем денудационного среза; в пределах впадин происходит их непрерывное заполнение осадками и формирование участков конаккумулятивного7 выравнивания. Равнины с выровненными поверхностями различного строения и генезиса называются полигенными.

СЛАЙД 11

Аккумулятивные и денудационно-аккумулятивные равнины

Аккумулятивные и денудационно-аккумулятивные равнины, как правило, приурочены к древним, но продолжающим развиваться в настоящее время отрицательным структурным формам платформ - синеклизам и новейшим прогибам. Это низменные равнины, среди которых выделяются такие генетические типы, как:

• ледниковые (гляциальные),

• водно-ледниковые (флювиогляциальные зандровые),

• озерно-ледниковые, ? ледниково-морские,

• аллювиальные,

• морские,

• аллювиально-морские, ? озерные равнины ? эоловые равнины.

В зависимости от генезиса рельеф равнин бывает

• ступенчатым - обусловлен развитием разновозрастных террас; у морских, озерных, аллювиальных и водно-ледниковых равнинах,

• грядово-холмистым - у ледниковых равнин,

• грядово-бугристым и ячеистым - на эоловых равнинах.

В зависимости от возраста такой рельеф в различной степени расчленен и сглажен. Собственно аккумулятивными являются только самые молодые позднеплейстоценголоценовые равнины, в пределах которых еще идет аккумуляция. Средне- и раннеплейстоценовые и более древние равнины обычно эродированы или подрезаны абразией и относятся, соответственно, к эрозионно- и абразионно-аккумулятивным.

Одновозрастные равнины разного генезиса связаны между собой постепенными переходами. Так, на Восточно-Европейской платформе в направлении с северо-запада на юга-восток ледниковые равнины сменяются водно-ледниковыми, затем в долинах рек - аллювиальными, которые ближе к морским побережьям переходят в дельтовые (аллювиально-морские) и затем в морские.

Поверхность равнин часто осложняется формами, генезис которых зависит от современных или древних климатических обстановок, а также состава отложений, слагающих равнины.

Новейшая тектоника влияет на морфологию рельефа равнин, изменяя их гипсометрическое положение, расчленность эрозией, мощность аккумулятивного покрова, его механический состав и другие особенности. Кроме того, среди равнин поднимаются возвышенности - новейшие поднятия в виде куполов (в том числе соляных) и валов.

Поверхности выравнивания

Для равнинных поверхностей, возникших в результате выравнивания первоначально расчлененного рельефа, используется общее название - поверхность выравнивания. Поверхности выравнивания развиваются при малых скоростях тектонических движений при их компенсации нивелирующими процессами или в обстановке тектонического покоя. Различают денудационные поверхности выравнивания, а также абразионные, абразионноаккумулятивные и денудационно-эрозионные. Денудационные поверхности обычно сочленяются с аккумулятивными равнинами, которые могут считаться элементами сложных полигенетических денудационно-аккумулятивных поверхностей выравнивания. При этом поверхности выравнивания характерны и для платформенных, и для складчатых областей.

Среди денудационных поверхностей выравнивания прежде всего выделяются пенеплены, педиплены и педименты.

СЛАЙД 12

Пенеплены

Как мы уже говорили [см.тему "Склоны..."], пенеплены - это пологоволнистые денудационные почти равнины, формирующиеся в спокойных тектонических условиях в результате снижения рельефа "сверху". По представлениям В.Дэвиса, разработавшего эту модель, каждая эпоха горообразования заканчивалась уменьшением тектонической активности до ее полного прекращения, что выражалось в последовательном направленном изменении облика рельефа. В соответствии с этим В.Дэвис выделял циклы, в течение которых рельеф изменяется в зависимости от эндогенного режима. Каждый цикл делится на стадии. Так, в наиболее распространенном эрозионном цикле выделяется пять стадий.

• детство - начало расчленения общего поднятия, при котором реки в основном используют тектонические впадины, а водоразделы остаются нерасчлененными;

• юность - быстрое развитие эрозии и значительное расчленение рельефа;

• зрелость - начало нисходящего развития рельефа; происходит снижение водоразделов, выполаживание склонов и расширение долин;

• старость - дальнейшее нисходящее развитие рельефа, расчленение линейных хребтов и превращение их в холмы, разделяющие широкие плоские долины, по которым, меандрируя, текут реки;

• дряхлость - полное выравнивание рельефа.

Образованию пенепленов способствуют влажный климат и трансгрессии моря, обеспечивающие проникновение эрозии внутрь континентов, причем еще В.Дэвис говорил о нетипичности современной эпохи для формирования пенеплена. Настоящие пенеплены формируются только в конце крупных геоморфологических циклов (морфоциклов), характеризующихся направленным развитием рельефа, которые сопоставимы с циклом тектогенеза. Последним таким отрезком времени был поздний мезозой-палеоген продолжительностью примерно в 20-30 млн лет. Одним из признаков предельной денудационной поверхности является формирование на ней зрелой коры выветривания полного профиля, возможной в данных климатических условиях. Считается, что в позднемеловоепалеогеновое время на континентах сформировался глобальный пенеплен. Средняя высота суши тогда не превышала +250 м. Этот глобальный пенеплен стал активно разрушаться 30-38 млн лет назад. В горных областях мезозойский пенеплен называют предорогенным. Современное гипсометрическое положение мезозойского пенеплена является показателем амплитуды новейших тектонических движений.

Наряду с идеальным завершенным циклом встречаются незавершенные циклы. Активизация тектонических движений может прервать выравнивание на любой стадии.

Образование выровненных поверхностей могло происходить не только в результате общей денудации и снижения рельефа "сверху", но и в результате денудации склонов и их последовательного отступания.

СЛАЙД 13

Педименты и педиплены

Педименты - локальные поверхности незавершенного развития, обычно формирующиеся у подножий крутых склонов и на склонах гор и платформенных возвышенностей. Представляют собой наклоненные в сторону базиса денудации пологие нижние части склонов. Они возникают при разрушении склонов сбоку и их параллельном отступании к водоразделам (путем осыпания, обваливания, оползания, плоскостного смыва, солифлюкции) и выносе обломочного материала (в основном - временными потоками). Поэтому педимент можно определять и как поверхность транзита материала от подножия склона до ближайшего базиса (реки, моря, впадины и т.п.), где этот материал накапливается.

Образование педиментов относится к началу неотектонического этапа, когда активизация тектонических движений прекратила выравнивание земной поверхности и началось формирование современного рельефа. Педименты образуются у подножия склонов в завершающую стадию эрозионно-денудационного цикла, в ходе которого формируется ступень рельефа. Эта ступень состоит из склона, образованного при эрозионном расчленении территории в эпохи активизации восходящих тектонических движений, и прилегающей к его основанию поверхности выравнивания, образующейся в эпоху ослабления или прекращения поднятия. В это время основное значение приобретают боковая эрозия с отступанием склонов и расширением речных долин.

Педименты, особенно четвертичные, также формируются в долинах горных и равнинных рек, где они развиваются к поверхностям террас и потому называются долинными. Притеррасовый склон разрушается и постепенно отступает, вырабатывая денудационную поверхность, которая наращивает поверхность террасы в сторону склона.

Длительность формирования педиментов оценивается в десятки и сотни тысяч лет; долинные педименты формируются быстрее.

СЛАЙД 14

Неоднократное проявление эрозионно-денудационных циклов с ритмичным чередованием стадий поднятия-расчленения и выравнивания обусловливает формирование серии ступеней на склонах возвышенностей и хребтов. Такую ступенчатость рельефа В.Пенк на 1920-е гг. назвал "предгорной лестницы". Ее образование объясняется неравномерностью тектонических движений. Интенсивность и тип процессов денудации зависят также от климата.

Процесс формирования ступеней рельефа постадийно показан на слайде.

СЛАЙД 15

Развитие педиментов продолжается и когда они уже подняты - сопряженные с ними склоны продолжают разрушаться и отступать. При этом более молодые и гипсометрически более низкие педименты, расширяясь, могут уничтожить более древние и выше расположенные. В результате длительного воздействия экзогенных процессов древние педименты по сравнению с молодыми расчленены интенсивнее, а их сохранность хуже. На склонах от них могут остаться лишь одновысотные, уплощенные или узкие наклонные гребневидные водоразделы, являющиеся реликтами древних предгорных поверхностей выравнивания, которые получили название эрозионно-денудационных поверхностей.

Выделение цикловых врезов на склонах платформенных возвышенностей и гор имеет большое значение для изучения неотектоники и геоморфологии. Превышение одной поверхности над другой соответствует глубине врезания, разделяющего формирование поверхностей. Глубина этого вреза прямо пропорциональна амплитуде тектонического поднятия в соответствующую стадию цикла. Зная возраст педиментов, можно определить среднюю скорость поднятия за тот или иной цикл (об этой методике говорилось при рассмотрении цикловых врезов; см.тему "Флювиальный рельеф", часть 2, слайд 33).

СЛАЙД 16

Поверхности одного возраста на склонах одного или разных хребтов и возвышенностей могут находиться на разной высоте и иметь разный наклон, что обусловлено разными скоростями и амплитудами поднятий.

Посредством карт рельефа поверхностей выравнивания, выраженного линиями их равновысотного положения, представляют тектоническую структуру, сформированную после формирования той или иной поверхности. Таким образом, пенеплены, педименты и другие поверхности выравнивания являются реперами, подобными стратиграфическим уровням в разрезах осадочных пород. Они дают информацию о характере новейших движений, их скорости, амплитуде, поэтапном развитии тектонических структур и рельефа.

На платформах в условиях преимущественно аридного и семиаридного климата и слабого проявления тектонических движений и развития слабоконтрастного рельефа образующиеся у подножия склонов педименты меньше расчленяются и лучше сохраняются. Постепенно расширяясь и сливаясь, они образуют обширные поверхности - педиплены. С этой точки зрения педиплен - климатический вариант пенеплена.

При оживлении эрозии педиплен прорезается, и может образоваться серия ступенчато расположенных педипленов, которые, подобно педиментам, продолжают расширяться. При длительной стабилизации базиса денудации верхние уровни педипленов срезаются, а нижний расширяется до образования единой поверхности. Характерной особенностью педипленов являются вогнутость склонов и наличие денудационных останцов в центральной части водоразделов и междуречий.

СЛАЙД 17

Реликты педиментов, интенсивно расчлененные эрозией, а также различные по генезису поверхности выравнивания, формирующиеся на изолированно развивающихся поднятиях (не имеющих выше расположенного склона) как в платформенных, так и в горных условиях, представляют собой эрозионно-денудационные поверхности выравнивания. К ним относятся бывшие морские абразионные или аккумулятивные поверхности, вышедшие из-под уровня моря, или структурные денудационные равнины, или поверхности конденудационно развивающихся поднятий. Все они в условиях медленного поднятия срезаются денудацией, в результате чего образуется поверхность несогласия с подстилающими породами. Некоторые абразионные поверхности непосредственно сопрягаются или сопоставляются с аккумулятивными поверхностями, сложенными коррелятивными морскими осадками, образуя полигенетические поверхности.

На слайде - профили поверхностей выравнивания Приволжской и Ставропольской возвышенностей. На Приволжской возвышенности абразионная и аккумулятивная равнины образуют единую полигенетическую поверхность, на Ставропольской возвышенности они разобщены долинами рек.

Итак, поверхности выравнивания отражают этапы развития земной коры, когда тектонические движения прекращаются или ослабевают, что приводит к уменьшению контрастности рельефа и его выравниванию. Они различаются по механизму и условиям формирования, генезису, возрасту, положению в рельефе, роли в развитии рельефа Земли.

Рельеф горных сооружений

СЛАЙД 18 Горы - обширные территории, приподнятые на высоту до 8000 м и более и характеризующиеся значительными, обычно резкими колебаниями высот на небольших расстояниях. Их рельеф зависит от абсолютной высоты, геологического строения и географического положения. Для них характерны: высотная поясность ландшафтов и ярусность рельефа, которые наиболее четко проявлены в высокогорье.

Горы протягиваются прямолинейно или изгибаясь в виде дуги на расстояния от сотен до тысяч км. С прилегающими равнинами обычно граничат по линии подошвы, в которой сходятся горные склоны и равнина; иногда между равниной и горами располагается переходная зона предгорий.

СЛАЙД 19

В зависимости от размеров и строения может быть выстроена иерархия горных сооружений:

• горные хребты - линейные или дугообразные поднятия различной высоты и сравнительно небольшой ширины протяженностью в десятки-сотни км. Являются основным элементом горного рельефа. Основными элементами хребтов являются склоны, водоразделы и вершины при широком многообразии их морфологии;

• горные цепи - протяженные горные хребты или хребты, следующие друг за другом; отделены от смежных цепей продольными долинами;

• горные системы - совокупность хребтов или цепей, располагающихся более или менее параллельно друг другу и разделенных внутригорными впадинами и/или речными долинами. Выделяются в пределах горных стран (например, системы Большого и Малого Кавказа в пределах Кавказа) или располагаются изолированно (например, Урал);

• горная страна - сложное линейное (Тянь-Шань) или дугообразное (Памир) горное поднятие земной коры, состоящее из нескольких горных стран, образующихся за один тектонический этап, но часто имеющих различную предысторию, тектоническое строение и морфологию (так, Тянь-Шань включает образовавшийся на эпикаледонском основании Северный Тянь-Шань и возникшие на эпигерцинском основании Центральный и Южный Тянь-Шань);

• горные пояса - крупнейшие горные сооружения, протягивающиеся на тысячи и десятки тысяч км при ширине в тысячи км.

СЛАЙД 20

По гипсометрии горный рельеф разделяются на:

• низкогорный - 3000 м. Рельеф резко и глубоко расчленен, характерны острые вершины, скалистые гребни водоразделов с редкими седловинами-перевалами, крутые скалистые склоны долин, иногда ущелистых и каньонообразных или троговых. Относительные превышения часто достигают нескольких км, хотя в высоко лежащих впадинах они значительно меньше. Характерна ороклиматическая зональность. Выше снеговой границы развиты формы современного оледенения (Альпы, Кавказ и т.д.).

СЛАЙД 21

Существует несколько морфологических разновидностей горного рельефа.

В областях низкогорий и среднегорий встречаются плато, куэсты и плоскогорья.

Плато - возвышенная равнина, сложенная горизонтально залегающими или слабо деформированными породами с ровной или слабо расчлененной поверхностью, отделенная от соседних более низких равнинных пространств отчетливыми уступами. Плато разделяются на:

• структурные - бронированы отпрепарированными стойкими пластами осадочных или магматических (чаще всего траппы) пород;

• вулканические - образовались за счет излияния на земную поверхность огромных масс лавы, заполнившей неровности ранее существовавшего рельефа; ? денудационные - сходны с возвышенными денудационными равнинами, но отличаются от них меньшей расчлененностью поверхности и четким отграничением от соседних территорий. Иногда эти понятия рассматриваются как синонимы.

Куэсты - возвышенности, сложенные наклонно залегающими породами с ровной или слабо расчлененной поверхностью, также отделенная от соседних более низких равнинных пространств отчетливыми уступами.

СЛАЙД 22

Плоскогорье (близко к понятию "плато") - обширные плосковершинные возвышенности, сложенные горизонтально залегающими или слабо деформированными породами. Абсолютные отметки - до 1000 м и выше. Имеют более глубокое расчленение, чем плато. Внутри плоскогорий могут встречаться значительные неровности, отграниченные от окружающих пространств четко выраженными уступами.

Плато и плоскогорья, сложенные горизонтально залегающими породами, обычно с бронирующим верхним слоем, сохраняющие равнинность поверхности, называют столовыми странами.

СЛАЙД 23

Нагорье - обширные участки земной поверхности, характеризующиеся сложным сочетанием горных хребтов и массивов, плато, плоскогорий и котловин, лежащих на общем, высоко поднятом массивном цоколе.

Горы, которые мы видим в современном рельефе, образовались в новейший тектонический этап, хотя в их пределах могут сохраняться участки более древнего рельефа.

Новейшее горообразование (орогенез) связан с тектоно-магматической активизацией земной коры, проявившейся на неотектоническом этапе истории Земли, и является реакцией на ее субгоризонтальное сжатие или растяжение, на процессы глубинного преобразования и перераспределения вещества.

В ранних классификациях горы было принято делить на три главных типа:

• складчатые, ? глыбовые,

• вулканические.

По генезису:

• эпигеосинклинальные (первичные),

• эпиплатформенные (вторичные, возрожденные). [Суть этих двух типизаций рассмотреть самостоятельно].

В настоящее время выделяют два геодинамических типа горных сооружений, различающихся по структурам и морфологии рельефа:

• орогены, образованные в условиях латерального сжатия земной коры (орогены сжатия);

• орогены, сформированные в условиях растяжения земной коры над линзами разуплотненной мантии (орогены растяжения).

Рельеф орогенов, формирующихся в условиях горизонтального сжатия земной коры

СЛАЙД 24

С позиций тектоники литосферных плит орогены сжатия подразделяются на:

• коллизионные - являются результатом деформации земной коры, вызванной сближением и столкновением (коллизией) континентальных плит (Евразиатской с Африканской, Аравийской и Индостанской);

• субдукционные - образуются в процессе пододвигания океанских плит под континенты или островные дуги (плит Наска и Антарктической под Южную Америку или Тихоокеанской под Курило-Камчатскую дугу).

По положению на континентах орогены подразделяются на

• межконтинентальные (Альпийско-Гималайский горный пояс) - в большинстве случаев приурочены к зонам коллизии,

• внутриконтинентальные (Уральский и Центрально-Азиатский горные пояса) - опосредованно связаны с коллизией,

• окраинно-континентальные - приурочены к активным и пассивным окраинам континентов. Формирование орогенов активных окраин в большинстве случаев связано с процессом субдукции.

По предыстории развития (и, соответственно, строению геологического субстрата, на котором сформировались) орогены подразделяются на:

• первичные - горообразование происходит непосредственно за покровноскладчатыми деформациями и др.процессами, связанными с закрытием океанских и морских осадочных бассейнов и смятием выполняющих их осадочных и вулканогенно-осадочных отложений в процессе коллизии или субдукции литосферных плит (Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.);

• вторичные, или эпиплатформенные - горообразование захватывает области с ранее сформированной континентальной корой на древнем покровно-складчатом или кристаллическом основании, испытавшем эрозионно-денудационное разрушение и выравнивание. К началу горообразования эти области представляли собой платформенные равнины с широким развитием денудационных поверхностей выравнивания (Урал, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Скандинавские горы и др.). Мощность земной коры в орогенах сжатия достигает 70 км, литосферы - 100250 км. Для многих характерна высокая сейсмичность и новейший, включая современный, вулканизм.

Горные пояса сжатия, независимо от их положения в пределах континентов и истории геологического развития, имеют общие особенности рельефа. Обычно они состоят из отдельных горных стран, состоящих из продольных, в общем параллельных горных систем, каждая из которых включает несколько цепей горных хребтов, разделенных впадинами. Основными формами рельефа орогенов сжатия являются хребты и впадины.

Рассмотрим орогены сжатия более подробно.

Межконтинентальные коллизионные орогены

СЛАЙД 25 Средиземноморский и Гималайско-Тибетский горные пояса приурочены к коллизионным границам литосферных плит: Евразиатской, с одной стороны, и Аравийской и Индо-Австралийской - с другой. Согласно концепции плейт-тектоники, коллизия представляет собой заключительную фазу схождения литосферных плит, когда в соприкосновение приходят континентальные блоки. В условиях горизонтального сжатия часть литосферы, зажатая между жесткими упорами, ведет себя как жестко-пластичная среда, растекаясь в стороны от оси максимального сжатия. При интенсивном сжатии образуются сложные структуры, проявляется внутренняя тектоническая расслоенность литосферы с образованием литопластин, испытывающих горизонтальные смещения, и дисгармоничные деформации разных слоев литосферы, обусловленные их разной реакцией на общее сжатие. В верхней части коры течение вещества проявляется в сложном сочетании хрупких и пластичных деформаций, а на более глубоких уровнях - преимущественно пластичных. Продольное течение вещества от фронта сжатия в сторону меньшего давления, сопровождающееся образованием пережимов и расширений орогенных поясов, определило особенности их внутренних деформаций и структуры.

В результате коллизии образуются сложно построенные горные сооружения. Литосферная мантия при коллизии обычно погружается в астеносферу, иногда вместе с нижней частью коры. Тем самым компенсируется сокращение пространства, которое происходит при сближении литосферных плит и которое на уровне верхней коры реализуется в ее складчато-надвиговых деформациях, а на уровне средней и иногда нижней коры - ее нагнетанием в осевую часть орогена. Напряжения сжатия могут быть косо ориентированы по отношению к простиранию закрывающегося бассейна, вызывает асинхронное развитие коллизионного процесса по простиранию и сегментированность орогенных поясов.

СЛАЙД 26

Формирование Гималайско-Тибетского орогенного пояса обычно объясняется коллизией Индостанской и Евразийской литосферных плит, начавшейся в палеогене после того, как океанская литосфера, отделявшая субконтинент Индостана от Евразийской окраины, полностью под нее субдуцировала. Суммарное сближение плит после начала коллизии оценивается более чем в 2 тыс.км. Встречное движение привело к многократному утолщению и воздыманию континентальной коры.

Максимальное сжатие земной коры происходило у выступов континентального обрамления. Роль "штампа" играл Пенджабский выступ Индийской плиты, вызвавший образование дуги вдоль фронта Памира и крупных сдвигов по обе стороны выступа. Кроме того, сокращение ширины Центрально-Азиатского пояса напротив Индийского "штампа" объясняется общим короблением и утолщением коры; такое взаимодействие ряд исследователей рассматривает как разновидность субдукции - альпинотипную А-субдукцию.

СЛАЙДы 27-28

Космоснимки зоны коллизии на участке, выделенном на слайде 26

Окраинно-континентальные субдукционные орогены

Среди субдукицонных орогенов (или орогенов активных континентальных окраин) выделяются два подтипа: Западно- и Восточно-Тихоокеанский.

СЛАЙД 29

Орогены Западно-Тихоокеанского (островодужного) подтипа образованы вулканическими и авулканическими дугами, с океанской стороны обычно сопряженными с глубоководными желобами, а с континентальной - впадинами окраинных морей. Их формирование происходило в условиях сжатия, вызванного субдукцией океанической литосферы под континентальную (В-субдукция). Зоны субдукции наклонены под островные дуги.

На Камчатке одновременно с формированием Курило-Камчатского желоба и зоны субдукции в ее современном виде (поздний миоцен) начался вулканизм в ВосточноКамчатском вулканическом поясе, куда входят все ныне действующие вулканы региона. Поддвиг океанской плиты в зонах субдукции сочетается с встречным надвигом континентальной или островодужной плиты. Субдуцирующая океаническая кора подвергается частичному плавлению, за счет чего в вышележащей мантии образуются магматические очаги, питающие вулканизм островных дуг.

По мнению В.Г.Трифонова, образование орогенов островодужного подтипа есть результат совокупного эффекта скучивания коры и притока мантийного материала. На фоне общего воздымания поверхности проявлены субширотные глубинные сдвиги, возможно связанные с неравномерным латеральным течением глубинных масс. Общее движение глубинных масс в сторону континента, создающее условия сжатия в верхнем структурном этаже, на Камчатке проявлено в смещении к западу промежуточных очагов вулканов центрального типа Восточно-Камчатского пояса.

СЛАЙД 30

Восточно-Тихоокеанские активные окраины представлены южноамериканским (андийским) и североамериканским (кордильерским) подтипами. Им свойственна мощная континентальная кора с гранитно-метаморфическим слоем и отсутствие окраинных морей.

Образование Анд объясняют субдукцией океанской литосферы под континент, причем зона субдукции сначала наклонена полого, а на значительном удалении от берега испытывает резкое погружение. Субдукция началась в эоцене, а интенсивное горообразование - в позднем миоцене (разрыв между началом скучивания и складкообразования верхнекоровых масс и началом общего горообразования характерен для всех орогенов). В горообразовании большую роль играл разогрев нижней коры, ускорявший ее нагнетание под орогеническую область. Для орогена характерна поперечная и продольная сегментированность, связанная с различиями в строении фундамента.

Образование окраинноконтинентальных орогенов кордильерского типа обычно объясняют длительным взаимодействием океанской и континентальной литосферных масс с В-субдукцией со стороны океанской плиты и А-субдукцией со стороны континентальной платформы. Кордильерский орогенез объясняют также термическим процессом, связанным с подъемом известково-щелочных и базальтовых магм. Для Кордильер характерна поперечная сегментированность. Широко развиты продольные сдвиги, обусловленные формой границ плит, косо ориентированных по отношению к их встречному движению, что привело к продольному течению горных масс и образованию дугообразных изгибов орогенных поясов.

Структурно-орографические формы орогенов сжатия

Геодинамические условия формирования орогенов зафиксированы в их структурно-орографических формах.

СЛАЙД 31

Обычно коллизионные орогены образуют обширные горные пояса, состоящие из отдельных горных стран, образующих протяженные системы прямолинейных и дугообразных горных цепей. Размах неотектонических движений в коллизионных орогенах достигает 12-13 км (до 18 км в Гималаях); амплитуда рельефа (превышение хребтов над поверхностью сопряженных впадин) - от 0,5-2 до 4-5 км. Относительные амплитуды и длительность процесса поднятия определяют интенсивность и глубину эрозионного расчленения. Орогены, оформившиеся на начальной (конец палеогена-начало неогена) стадии новейшего этапа (Гималаи, Тянь-Шань и др.), значительно выше и глубже расчленены, чем орогены, начало становления которых датируется миоцен-плиоценом, а скорости и амплитуды поднятий меньше (Карпаты).

Основными структурно-орографическими формами коллизионных орогенов являются крупные линейно вытянутые, сложно построенные системы хребтов-поднятий и разделяющие их системы впадин-прогибов. Абсолютные высоты хребтов в целом уменьшаются по мере удаления от зон коллизии.

В структурном отношении хребты представляют собой положительные изгибы древнего основания или крупные складки чехла - мегантиклинали, обычно осложненные разрывными нарушениями взбросо-надвигового и сдвигового типов, расчлененные эрозионно-денудационными процессами. Изгиб подчеркивается древними поверхностями выравнивания, а также более молодых цикловых ступеней с эрозионно-денудационными поверхностями. Складки сопровождаются виргацией8, ундуляцией, сегментацией за счет поперечных разрывов. На участках максимального сжатия ширина складок сужается.

Хребты образуют протяженные цепи, в которых отдельные хребты сочленяются друг с другом соосно (как вагоны в поезде) или кулисно.

Хребты являются областями денудации, источниками обломочного материала, выносимого в прилежащие и более удаленные впадины. В пределах самих хребтов аккумуляция происходит на небольших участках и не устойчива. Протекание денудации и аккумуляции и развитие образованных ими форм рельефа и отложений в пределах хребтов подчиняется климатической зональности и структурной обстановке.

Почти все хребты асимметричны. Асимметрия по крутизне склонов отражает вергентность (наклон) мегаскладок в направлении надвигов и покровных перемещений.

О продолжающемся сжатии и деформации земной коры свидетельствует постепенная миграция водоразделов в сторону впадин и соответствующее смещение осевых зон последних, развитие у подножья крутых склонов обвально-оползневых масс.

Рост хребтов неравномерен - периоды активных поднятий чередовались с ослаблением движений, что вызывало активизацию/ослабление эрозионно-денудационного расчленения массивов. Об этом говорит наличие на склонах серии этажей-ступеней денудационно-эрозионного рельефа. Их уступы соответствуют стадии расчленения массива, а формирование поверхностей выравнивания связывается с ослаблением поднятий. Количество ступеней рельефа соответствует количеству циклов поднятия и расчленения хребтов. Возраст этажей определяется по возрасту соответствующих им молассовых комплексов, выполняющих сопряженные с хребтами впадины.

Впадины, развивающиеся сопряженно с орогенами, занимают равные площади с системами хребтов (так называемая конгруэнтность). В структурном отношении это отрицательные складки основания - мегасинклинали и грабен-синклинали разных размеров, морфологии и времени оформления в рельефе. Интенсивность и глубина их расчленения зависят от возраста: чем моложе, тем менее расчленены. В большинстве случаев такие прогибы компенсированы осадконакоплением; некоторые не компенсированы из-за дефицита обломочного материала, и поверхность находится ниже нулевой отметки.

По положению внутри орогенов впадины подразделяются на предгорные, межгорные и внутригорные.

СЛАЙД 32

Межгорные впадины разделяют системы хребтов-поднятий. Их границы с хребтами имеют как разрывный, так и безразрывный характер. В структурном отношении это обширные тектонические прогибы синклинального типа, осложненные внутренними поднятиями, ширина которых резко сокращается, вплоть до выклинивания в районах проявления наибольшего сжатия. По морфологии они подразделяются на асимметричные (поверхности наклонены в одну сторону) и симметричные (поверхности наклонены к центральным частям впадин); высоко поднятые и низкие (расположены почти на уровне моря); замкнутые (окруженные со всех сторон хребтами), полузамкнутые и открытые в сторону равнин или моря. Мощность молассового комплекса отложений, выполняющего межгорные впадины - от 3-5 до 8 км и более.

В зонах сопряжения горных сооружений со смежными платформами развиваются предгорные впадины-прогибы (Предальпийский, Предкавказский и др.). Их границы с хребтами обычно тектонические. По простиранию они часто разделены перемычками и могут исчезать или продолжаться в виде других структур. По строению и рельефу обычно асимметричны: наибольшее прогибание как правило приурочено к зоне сопряжения с передовыми хребтами горных сооружений. По сейсмическим данным, орогены надвинуты на большинство предгорных прогибов. Тяжестью надвигающихся орогенов обычно объясняется погружение впадин. Однако такая асимметрия может и не проявляться.

С платформами предгорные впадины обычно сопрягаются плавно: их слабо наклонные поверхности постепенно переходят в почти горизонтальные платформенные равнины. Иногда в этих зонах развиты небольшие увалы или возвышенности, отражающие слабые деформации, развивающиеся на границе с платформой. Впадины имеют общий наклон в сторону платформы. Как правило, характерна их миграция в сторону платформы с одновременным вовлечением предгорных зон в поднятие и формированием ступеней рельефа (низких и высоких предгорных холмов и возвышенностей).

В системах хребтов развиты внутригорные впадины - участки относительного прогибания, бывшие в начале орогенного этапа зонами аккумуляции, которые по мере общего роста поднятий постепенно отмирали. Их границы с хребтами резкие, часто разрывные. Некоторые впадины в современной структуре представляют собой рампы9, иногда полностью сомкнутые. Реже впадины присдвиговые, узкие, клиновидные.

Общими чертами всех впадин, свидетельствующими об их формировании в условиях латерального сжатия, являются:

• наличие ступенчатых предгорий - отражают процесс смятия земной коры и сокращения размеров впадин за счет возникновения в их краевых частях новых складчатопокровных (взбросо-надвиговых) зон и причленения их к ранее поднятым хребтам;

• внутренняя тектоническая дифференциация на отдельные частные впадины - следствие роста внутридепрессионных поднятий и перемычек, имеющих складчатый или складчато-блоковый характер;

• миграция зон четвертичной аккумуляции в направлении от поднимающихся хребтов, асимметрия продольных речных долин и их "скатывание" к одному склону, их четковидное строение;

• последовательное врезание речных долин с формированием "лестницы" вложенных четвертичных террас; в озерных впадинах - формирование озерных террас.

Морфологические особенности каждой впадины в значительной степени зависят от климата. В аридных условиях может происходить недокомпенсация впадин осадками.

В островодужных орогенах комплекс структурно-орографических форм, характерный для коллизионных орогенов, дополняется широким развитием вулканического и вулкано-тектонического рельефа.

СЛАЙДы 32-33

Характерные признаки орогенов сжатия

СЛАЙД 34

Рельеф орогенов, формирующихся в условиях сводовых поднятий и растяжения земной коры (орогены растяжения, или рифтогенные)

Рифтогенез - это процесс горизонтального растяжения и дробления земной коры, проявляющийся в виде сравнительно непродолжительных, прерывистых импульсов (фаз). Рифтами можно называть узкие прогибы, где погружение и утонение коры обусловлены, главным образом, растяжением, в отличие от грабенов, в которых растяжением (если оно было) обусловлена лишь небольшая часть погружения коры и ее утонение. Характерная особенность континентального рифтогенеза - отсутствие разрыва континентальной коры вне зависимости от масштабов растяжения.

Современные и новейшие рифтовые зоны и их системы известны на всех континентах, кроме Австралии. Все развивающиеся или недавно приостановившие свое развитие континентальные рифтовые зоны были заложены не ранее 40-50 млн лет назад (середина палеогена), а многие из них - в последние 5-10 млн лет, т.е. во второй половине неогена, когда рифтогенез и спрединг испытали резкую глобальную активизацию.

Длина континентальных кайнозойских рифтов обычно измеряется первыми сотнями км, рифтовых зон - от сотен до 1-2 тыс.км, а длина рифтовых систем (поясов), состоящих из нескольких субпараллельных рифтовых зон, может достигать нескольких тысяч километров (длина Восточно-Африканского пояса континентального рифтогенеза более 3 тыс.км). Ширина рифтов колеблется от 10-20 до 80 км (обычно 30-50 км), ширина рифтовых зон (учитывая кулисное расположение отдельных рифтовых впадин) может достигать 100-150 км, а рифтовых систем - 500-1000 км.

Горные сооружения, формирующиеся в условиях сводовых поднятий и растяжения земной коры над поднимающимися линзами разуплотненной мантии, подразделяются на межконтинентальные (Красноморский рифтоген) и внутриконтиненталъные (Байкальский, Восточно-Африканский, Провинция Бассейнов и Хребтов в Северной Америке). К внутриконтинентальным также относятся горные сооружения, в которых условия растяжения не сформировали типичные рифты, но обладающие многими их структурноморфологическими признаками. Это, например, Хангайские и Хэнтэйские горные сооружения в Монголии. Литосфера под орогенами этого типа утонена до 40-75 км против 120200 км на смежных территориях; мощность земной коры также уменьшена - до 30-40 и даже 20-22 км. Для них характерны повышенный тепловой поток, сейсмичность, вулканизм трещинного (Байкальский рифтоген), реже - центрального типа (Восточно-

Африканский рифтоген). Раздвижение происходит со скоростью до 3-5 см/год (Провинция Бассейнов и Хребтов).

СЛАЙД 35

Структурно-орографические формы орогенов растяжения

Почти все континентальные горные сооружения этого типа относятся к эпиплатформенным. Они развиваются в областях завершенной складчатости, претерпевших общее выравнивание и образование пенеплена. Амплитуда рельефа в этих орогенах не превышает 2-3 км, а общий размах тектонических движений достигает 6-8 км. Сводообразование сопровождается формированием разломов и вулканизмом.

В рельефе на фоне обширных сводовых поднятий, сопровождающихся растяжением земной коры, формируются цепи хребтов и впадин, протягивающиеся на сотни и тысячи км. Это различно поднятые или опущенные блоки основания, разделенные разломами типа нормальных сбросов и сбросо-сдвигов.

Хребты представляют в различной степени эродированные, обычно асимметричные горсты с крутыми эрозионно-тектоническими склонами, или сводово-блоковые поднятия.

Абсолютная высота хребтов - 2-4 км, реже больше. Их склоны отвечают сбросовым уступам и потому имеют треугольные и трапециевидные контуры. В рельефе вершинного уровня сохраняются платообразные фрагменты древних поверхностей выравнивания. У краевых по отношению ко всему горному сооружению хребтов, представляющих плечи рифтовых впадин, они часто наклонены в сторону от осевых грабенов. В районах развития молодого вулканизма широко развиты платообразные возвышенности с характерными ступенчатыми склонами, сложенные лавами.

Впадины в сводовых орогенах имеют различную ширину: от очень узких и щелевидных (первые километры) до 15-30-50 км. Это зависит от длительности и характера растяжения. Сама впадина Байкала имеет ширину порядка 70 км. Длина впадин - сотни км (Байкальская - 400 км). Некоторые впадины представляют замкнутые бессточные котловины, не компенсированные осадками из-за интенсивного прогибания и малого поступления обломочного материала или из-за дефицита воды, способной выносить и аккумулировать материал (например, Мертвая долина в Калифорнии, дно которой опущено до -86 м). Часто впадины образуют цепочки, разделенные небольшими поднятиями-перемычками. Многие впадины развиваются в присдвиговых зонах растяжения и представляют собой пулл-апарты10 (pull-apart). По бортам впадин развиты сбросы и трещины растяжения, секущие четвертичные (в т.ч. голоценовые) формы - пролювиальные конусы выноса, речные поймы и террасы, что свидетельствует о современной активности разрывных нарушений.

СЛАЙД 36

В некоторых впадинах с трещинами растяжения и сбросами связано проявление вулканизма. Лавовые и шлаковые конусы с кальдерами часто образуют цепочки, приуроченные к разломам. От них вниз по эрозионным долинам и на большие расстояния распространяются застывшие лавовые потоки. Некоторые четвертичные вулканические конусы в процессе опускания дна впадин погребаются под молодыми отложениями.

Дно впадин плоское, часто полого наклонное к одному из склонов, представляет собой равнины - пролювиальные и эоловые в аридных условиях, аллювиальные, озерные, озерно-аллювиальные, болотные в гумидных условиях, флювиогляциальные и ледниковые в условиях нивального и субнивального климата. Возраст равнин преимущественно позднеплейстоцен-голоценовый. В речных долинах часто развиты лишь поймы и низкие террасы. Более древние формы оказываются погребенными в процессе опускания впадин. Важной особенностью впадин в условиях растяжения является отсутствие предгорий, и плоские днища впадин непосредственно граничат с крутосклонными хребтами.

СЛАЙДы 37-38

Характерные признаки орогенов растяжения

ТЕМА V. ОСНОВЫ ЧЕТВЕРТИЧНОЙ ГЕОЛОГИИ

Четвертичная (антропогеновая) система существенно отличается от остальных систем фанерозоя и ее изучение выделилось в отдельную научную дисциплину - четвертичную геологию. Ее обособление обусловлено своеобразием используемых методических приемов исследования и спецификой комплекса разрабатываемых проблем.

Четвертичный период - последний и относительно краткий отрезок геологической истории (до недавнего времени официально принятая в России продолжительность составляла 1,806 млн лет, а с 2011 г. - 2,588 млн лет), на протяжении которого рельеф Земли, площади и очертания ее морей и суши практически не отличались от современных. Морские отложения, покрывающие дно морей и океанов, преобладают в составе четвертичной системы. Однако их изучение связано сильно затруднено. Поэтому основным объектом четвертичной геологии остаются отложения, развитые в пределах суши, где господствуют континентальные отложения.

Континентальные четвертичные отложения распространены на поверхности суши практически повсеместно, образуя сплошной покров или локализуясь преимущественно в депрессиях рельефа. Обычно они слагают разобщенные тела, находящиеся в сложных взаимоотношениях прислонения и латеральных переходов, чаще всего располагаясь на разновысотных уровнях. Поэтому их генезис, обстановку образования и возрастные различия невозможно понять без анализа истории развития рельефа. В связи с этим первостепенное значение приобретают геоморфологические исследования как предпосылки литогенетических и стратиграфических построений.

Пестрый литологический состав и сложное строение покрова четвертичных континентальных отложений осложняют фациальный анализ, без применения которого трудно или невозможно решить генетические и стратиграфические задачи. Этот анализ успешно осуществляется только на базе учения о генетических типах континентальных отложений.

Основные особенности четвертичного периода и его отложений

Основные особенности квартера

СЛАЙД 1 1. Малая продолжительность. [На самостоятельное обдумывание]

2. Колебания климата и оледенения. Важнейшая особенность антропогена - глобальные колебания климата, выражавшиеся в неоднократной смене холодных и теплых эпох разной продолжительности и интенсивности. В средних и высоких широтах сильным и длительным похолоданиям соответствовали ледниковья (гляциалы), длительным потеплениям - межледниковья (интергляциалы). В аридной зоне и субтропиках чередовались эпохи увлажнения - плювиалы и иссушения - ариды.

Существует множество гипотез, объясняющих изменение климата. Одни из них связывают его с космическими причинами, другие - со свойствами самой Земли как планеты, или событиями, происходящими на ней.

СЛАЙД 2

Глобальные периодические изменения климата, прежде всего, связывают с неодинаковым поступлением на ее поверхность солнечного тепла, что может быть вызвано изменением солнечной активности. Известны различные по продолжительности циклы изменения солнечной активности, наименьший из которых имеет продолжительность в 11 лет. Поскольку положение Земли относительно Солнца периодически изменяется, это приводит к перераспределению солнечного тепла на ее поверхности во времени.

Для Земли характерны периодические изменения формы земной орбиты (эксцентриситета), наклона земной оси к плоскости ее орбиты (эклиптики) и ориентировки оси в пространстве. Длительность периодов изменения этих параметров равна, соответственно, 90, 40 и 21 тыс.лет.

При движении Земли вокруг Солнца изменение каждого из этих параметров существенно влияет на количество солнечного тепла, поступающего на различные участки земной поверхности. Их суммарное влияние было изучено сербским исследователем Милутином Миланковичем, который построил результирующую кривую изменения количества солнечного тепла, поступающего на Землю, за последние 600 тыс.лет. Эта кривая хорошо коррелируется со временем основных оледенений северного полушария.

Изменения климата Земли, вызванные космическими или глобальными причинами, усиливаются процессами, происходящими на Земле. Так, тектонические движения ведут к увеличению высоты материков и росту гор. Увеличение высоты суши на 100 м вызывает похолодание в среднем на 0,6°C. Таким образом, в постоянно растущих горах температура понизилась на несколько градусов. Некоторые даже связывали оледенения только с ростом гор, однако этим нельзя объяснить множественность и периодичность оледенений.

На климат влияет и расширение поверхности материков и изменение их очертаний. В северной Атлантике в квартере возник подводный порог, резко сокративший приток теплых вод Гольфстрима на север. Северный Ледовитый океан стал изолированным, а его ледяная поверхность стала самостоятельным фактором охлаждения. Согласно концепции британского ученого К.Брукса, достаточно начального понижения среднегодовой температуры на полюсах на 1/3°С, чтобы вызвать цепное понижение температуры в высоких и средних высотах и появление ледников в полярной зоне.

Таким образом, климат Земли и его изменчивость подвержены влиянию многих факторов. В последнее время (прежде всего - после II Мировой войны) значительным стало влияние техногенного фактора. В силу многоплановости и сложности проблемы его влияния на климат, мы не будем на этом детально останавливаться.

СЛАЙД 3

Глобальные колебания климата вызывали крупные эвстатические колебания уровня океана и изменяли его температурный режим:

• эпохи оледенений - регрессии: температура воздуха понижается, растет количество осадков, выпадающих в виде снега, реки замерзают и сокращается количество воды, поступающей в Мировой океан; значительные объемы воды консервируются в ледниковых покровах;

• эпохи межледниковий - трансгрессии, вызванные таянием ледников.

В последнее оледенение понижение уровня океана составило 80-130 м. По некоторым оценкам, средне- и ранненеоплейстоценовые оледенения могли вызвать понижение уровня океана на 270 м, причем есть мнения, что оно было еще существенней.

На повышение уровня океана влияет и текущее потепление климата. За последние 100 лет он повысился в среднем на 12 см, а к 2100 г. может подняться еще на 0,5-1 м. Если предположить, что растает весь материковый лед Гренландии и Антарктиды, то уровень Мирового океана поднимется на 66,3 м.

СЛАЙД 4

Как уже говорилось, развитие покровных оледенений вызывают нарушения изостатического равновесия земной коры, что влечет за собой вертикальные движения земной коры. Такие движения связаны с перераспределением материала в верхней мантии, что вызывает поднятие участков поверхности, прилегающих к ледниковым покровам.

С учетом упругости и пластических свойств пород, слагающих земную кору, опускание земной поверхности под ледниковым покровом должно быть равным, по расчетам

М.Рудзского, примерно трети мощности льда. То есть, при мощности Скандинавского ледникового покрова в 3 км, покрытая им территория прогибалась примерно на 830 м (это согласуется с имеющимися данными по Антарктиде - при мощности льда 3-4 км ее поверхность прогнута на 900-1000 м). Скорость изостатических поднятий, которые испытывают территории, некогда занятые льдом, не равномерна: сразу после дегляциации она достигала 5-6 см/год, а затем уменьшилась до 1-2 см/год (современное поднятие Фенноскандии оценивается в 9 мм/год).

Нельзя забывать о влиянии общего похолодания климата квартера по сравнению с неогеновым, и его колебаний, на изменения экологических систем Земли в целом и таких их важных компонентов, как флора и фауна. [Продумать самостоятельно]

СЛАЙД 5-6 3. Развитие человека и его материальной культуры.

[На самостоятельное обдумывание]

СЛАЙД 7

Особенности строения четвертичных отложений

Особенности квартера определили характерные особенности четвертичных отложений.

Крайняя геологическая молодость отложений проявляется в: а - повсеместности распространения; б - решительном преобладании рыхлых отложений; в - господстве недислоцированных отложений; г - сравнительно малой мощности отложений.

[Причинно-следственные связи продумать самостоятельно]

Полное господство континентальных отложений в составе покрова четвертичных отложений суши сказалось на необходимости особых подходов к расчленению этих отложений и наделило их целым рядом специфических особенностей.

Важнейшие особенности четвертичных отложений обусловлены их тесной связью с рельефом и процессами его формирования - для них характерны сильная фациальная изменчивость, литологическая пестрота в плане, залегание в виде сложных линзовидных тел. Осадконакопление происходит в многочисленных обособленных впадинах, в понижениях рельефа и на склонах при очень большом разнообразии экзогенных процессов.

Характерна повторяемость в разрезе однообразных литогенетических комплексов, обусловленная неоднократным повторением сходных условий осадконакопления.

Постоянно проявляется сложное сочетание процессов аккумуляции и денудации. Типично разновысотное положение одновозрастных отложений и равновысотное положение разновозрастных отложений. Обычно почти полное отсутствие остатков организмов.

Принципы стратиграфии четвертичных отложений

В основе стратиграфии квартера лежат палеоклиматический и биостратиграфический принципы.

Главнейшее значение для расчленения квартера приобретает климатическая периодичность. Это выводит на первое место климатостратиграфическую методику, опирающуюся на смену в разрезе ледниковых и межледниковых отложений, холодо- и теплолюбивых видов ископаемой флоры и фауны, ход и проявление процессов рельефообразования. Многократные колебания климата Земли обеспечивают достаточную дробность деления четвертичных отложений и благодаря глобальности климатических эпох обеспечивают возможность широкой корреляции климатостратиграфических подразделений.

Основа методики - палеоклиматическая интерпретация палеонтологических и литологических особенностей толщ, последовательно сменяющихся в разрезе.

Палеонтологический материал исследуется с палеоэкологической стороны - как показатель климатических условий обитания организмов.

В прибрежноморских отложениях важны смены биоценозов донной фауны моллюсков, связанные со смещениями зон обитания. Для глубоководных отложений отчетливо выявляются смены в разрезах тепло- и холодолюбивых фораминифер. В связи с наличием непрерывных разрезов четвертичных отложений возможно получение наиболее полных эталонов климатостратиграфической шкалы. Вспомогательным средством является определение палеотемператур посредством изотопного метода - по соотношениям изотопов кислорода 15О и 18О в карбонате раковин фораминифер (чем выше t воды, тем меньше в ней и в раковинах содержание изотопа 18О, и наоборот - с понижением t воды его количество повышается).

Для отложений суши важнейшее значение имеет палеофлористический анализ, основанный на палинологическом и карпологическом методах. Это позволяет прослеживать общий процесс потеплений и похолоданий, а также выявить климатические оптимумы (эпизоды особо благоприятного климата, максимального потепления или увлажнения). Изучение растительности позволяет выявить смещения растительных зон в связи с изменениями климата.

Большое значение имеет выявление и анализ генетических типов отложений, при диагностике которых важнейшее значение имеют геоморфологические методы.

Положение биостратиграфического принципа сложнее.

Особенности применения палеонтологического метода связаны с господством на суше континентальных отложений.

Деление квартера суши строится на разрезах континентальных, а не морских отложений, как это делается для всех других систем. Поэтому использоваться может только ископаемая фауна наземных млекопитающих, некоторые семейства которых быстро эволюционировали. Подразделение картера основано на методе выявления руководящих фаунистических комплексов (разработан В.И.Громовым).

При этом возможности палеонтологического метода ограничены. В условиях суши затруднено широкое распространение эволюционирующих видов. Препятствия к расселению видов и климатические различия ведут к возникновению устойчивых различий фауны разных зоогеографических областей. Периодическое возобновление связей между континентами осложняет расселение животных. Значительно резче проявляется изолирующее влияние физико-географической обстановки. Отрицательную роль играет крайне малое количество остатков ископаемых.

Тем не менее, биостратиграфический принцип сохраняет свое значение, основанное на необратимости развития органического мира и возможности межрегиональной корреляции. Благодаря развитию материальной культуры человека его дополняют археологические данные.

Вспомогательное значение имеет тектонический принцип, основанный на тесной связи между образованием континентальных отложений с развитием рельефа и движениями земной коры. Он находит выражение в геоморфологическом и ритмостратиграфическом методах расчленения отложений и в основном применяется на начальных стадиях изучения в подвижных зонах.

Большое значение имеют геохронометрические методы определения абсолютного возраста. Радиологические и другие физические датировки, а также палеомагнетизм дают подтверждения стратиграфическим построениям, полученным другими методами, и служат надежным методом межрегиональной и глобальной корреляции отложений.

Сложность применения основных принципов расчленения требует комплексного изучения литологических, палеонтологических и геохронометрических данных и взаимного контроля между ними.

Схема стратиграфии четвертичных отложений

В схеме стратиграфии квартера выделяются общая стратиграфическая шкала и местные или региональные схемы расчленения четвертичных отложений отдельных регионов.

СЛАЙД 8

Общие стратиграфические подразделения четвертичной системы

Общими называются стратиграфические подразделения, служащие всеобщими эталонами межрегиональной и глобальной корреляции и в совокупности составляющие общую стратиграфическую шкалу.

Общими подразделениями четвертичной системы, согласно Стратиграфическому кодексу России, являются разделы, звенья и ступени. Они имеют планетарное распространение и отражают общие закономерности (этапность) развития лито- и биосферы.

1. Раздел (этап) - высшая по рангу единица подразделений четвертичной системы. Соответствует относительно длительному (0,8-1 млн лет и более) этапу развития климата и охватывает несколько крупных климатических ритмов.

Принадлежность отложений к разделам основывается на биостратиграфических, геохронологических и палеомагнитных данных. Это комплексы отложений, отвечающие крупным глобальным этапам изменения полярности магнитного поля и климата, ведущим к смене типов фауны и растительности.

2. Звено (пора) - климатостратиграфическая единица, подчиненная разделу. Оно имеет биостратиграфическую и климатостратиграфическую характеристики; объединяет комплексы пород, сформировавшихся за время нескольких климатических ритмов похолодания/потепления (ледниковье/межледниковье) или увлажнения/иссушения (плювиал/арид). Длительность формирования - 200-300 тыс.лет.

3. Ступень (климатолит, или климатема) - климатостратиграфическая единица, подчиненная звену; выделяется на основании преимущественно климатостратиграфических критериев. Объединяет комплексы пород, сформировавшиеся во время глобального (субглобального) похолодания или потепления климата. В средних широтах отвечает отдельному ледниковью или межледниковью, в тропическом поясе - крупному плювиалу или ариду, т.е. климатолиту. За это время происходит коренная перестройка растительноклиматической зональности и изменение хода экзогенных процессов, по крайней мере в поясе средних широт. Палеонтологическая (главным образом палинологическая) характеристика ступеней ограничивается выявлением типичных экологических группировок организмов, используемых как показатели климатической обстановки.

Длительность отрезков времени, соответствующих ступеням неоплейстоцена, колеблются от 20 до 100 тыс.лет.

Существует еще два более низких по рангу подразделения - стадиал и уровень (наслой). Хронологический объем стадиала 5-10 тыс.лет, уровня - 1-5 тыс.лет.

СЛАЙД 9

Четвертичная система получила свое название благодаря итальянскому ученому Д.Д.Ардуино, который в 1760 г. разделил все горные породы на 4 группы, самые молодые из которых он назвал "четвертым подразделением гор". В 1825 г. французский ученый Ж.Денуайе предложил выделить послетретичные отложения в особую "четвертичную систему"; он считал это подразделение равноправным по отношению к первичным, вторичным и третичным напластованиям, которые в современной стратиграфии соответствуют палеозою, мезозою и палеоген-неогену.

В настоящее время в Международной стратиграфической шкале (МСШ) квартер делится на два неравных по объему отдела:

• плейстоцен (2,6 млн лет-11,7 тыс.лет) и

• голоцен (от 11,7 тыс.лет до настоящего времени).

Плейстоцен, в свою очередь, подразделяется на три подотдела:

• нижний (2,6-0,781 млн лет),

• средний и ? верхний и четыре яруса.

Пока утверждены только два нижних яруса - гелазий (2,6-1,8 млн лет) и калабрий (1,8-0,781 млн лет), выведенные из из состава плиоцена отнесенные к нижнему подотделу плейстоцена (см.слайд).

Стратотип нижней границы гелазия - разрез Монте Сан Никола (Сицилия) - был утвержден в 1996 г. На этом уровне располагаются граница между палеомагнитными ортозонами Матуяма-Гаусс и основание 103-й кислородно-изотопной стадии. С отложениями этого времени связана фауна млекопитающих хапровского и нижней части псекупского комплексов.

Стратотип нижней границы калабрия - разрез Врика (Италия) - утвержден в 1985 г. Эта граница проходит близ кровли палеомагнитной субзоны Олдувей и совпадает с основанием 63-й кислородно-изотопной стадии.

В России, согласно решениям Межведомственного стратиграфического комитета России (МСК), принятым в 1995 и 2011 гг., в Общей стратиграфической шкале (ОСШ) плейстоценовый отдел (надраздел) делится на два подотдела (раздела) - эоплейстоцен и неоплейстоцен. Нижний из них отвечает палеомагнитной эпохе обратной полярности Матуяма (2,6-0,781 млн лет), а верхний (вместе с голоценом) - эпохе прямой полярности Брюнес (0,781 млн лет - настоящее время). Заметим: подразделения "эоплейстоцен" и "неоплейстоцен" были предложены и утверждены в 1932 г. совместно с разделяющим их мезоплейстоценом и более молодым стратоном - голоценом, в качестве четырех отделов четвертичной системы. Однако позднее таксономический ранг этих четырех подразделений подвергли сомнению, и в 1963 г. их заменили нейтральными терминами: "нижне-", "средне-", "верхнечетвертичные" и "современные отложения", а Комиссии по изучению четвертичной системы было предложено разработать классификацию специальных климатостратиграфических подразделений для расчленения четвертичной системы. Такие подразделения (звено и ступень) присутствуют в двух последних изданиях Стратиграфического кодекса России (1992 и 2006 гг.).

Голоцен - самый молодой и короткий отдел четвертичной системы. В областях древнего оледенения он хронологически совпадает с послеледниковым временем, представляя собой типичную межледниковую эпоху, и сопоставляется по возрасту с первым морским изотопным ярусом11 (см.слайд). В разрезах ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии переход от плейстоцена к голоцену отмечен скачкообразным увеличением размеров кристаллов льда и изменением изотопного состава льда. В центральной части Гренландии, где находится стратотип голоцена, на глубине 1492,45 м от поверхности Гренландского щита в 2008 г. установлена точка глобального стратотипа границы голоцена, которая датирована возрастом 11784 лет относительно 2000 г.н.э.

Плейстоцен в МСШ подразделяется на три подотдела. Для ОСШ России МСК в 1995 г. утвердил двухчленное деление плейстоцена и собственные названия его подразделений (в ранге подотделов) ? эоплейстоцен и неоплейстоцен, первое из которых соответствует нижнему, а второе ? среднему и верхнему плейстоцену в МСШ. Двухчленное деление плейстоцена в России было принято для сохранения преемственности между геологическими картами старого и нового поколений.

Неоплейстоцен охватывает период 781-11,7 тыс.лет. Он соответствует почти всей палеомагнитной эпохе прямой полярности Брюнес. Подразделяется на три звена: два нижних отвечают среднему плейстоцену МСШ, а верхнее - верхнему плейстоцену МСШ (см.слайд).

В 2007 г. МСК принял решение о выделении ступеней во всех звеньях неоплейстоцена, скоррелированных со стадиями кислородно-изотопной шкалы. Эта шкала, отражающая глобальные изменения климата, построена так, что её четные ярусы соответствуют похолоданиям, а нечетные - потеплениям.

Для эоплейстоцена пока нельзя предложить столь же детальную климатостратиграфическую шкалу, как для неоплейстоцена. Это дело будущего.

Отметим: отечественные геологи-четвертичники показали, что систему, называемую четвертичной, надо оценивать, как образования начала нового периода, принципиально отличного от всех предыдущих. Этот вопрос рассматривался еще в 1959 г. Так называемые ярусы квартера несравнимы с ярусами нижележащих систем фанерозоя, поэтому в нашей ОСШ предусмотрены разделы (подотделы), звенья и ступени, отвечающие стадиям кислородно-изотопной шкалы. Есть мнение, что кайнозойскую эру вообще следует завершать неогеном, а с квартера начинать новую эру, а может быть, и новый эон - послефанерозойский, а в стратиграфической шкале - новую эонотему.

СЛАЙД 10

Региональные стратиграфические подразделения

Региональные стратиграфические подразделения - это комплекс отложений, образовавшихся в отдельные этапы геологической истории крупного участка земной коры, отражающие особенности осадконакопления и развития флоры и фауны на данном участке. Региональные подразделения служат для корреляции местных стратиграфических схем и способствуют их сопоставлению с общей биостратиграфической шкалой

В стратиграфии четвертичной системы используются региональные подразделения биостратиграфического и климатостратиграфического обоснования.

Биостратиграфическое обоснование имеют палинозоны (выделяются по составу спорово-пыльцевых спектров) и провинциальные зоны (лоны) (выделяются по фауне наземных млекопитающих). Несмотря на большое значение таких подразделений, проведение границ на основе биостратиграфии, вследствие бедности отложений ископаемыми, возможно в редких случаях.

Основой построения региональных стратиграфических схем являются региональные подразделения климатостратиграфического обоснования.

Основным региональным климатостратиграфическим подразделением является климатостратиграфический горизонт - комплекс отложений, образовавшийся в течение одной эпохи или фазы изменения климата в пределах какого-либо региона. Как правило, эти эпохи согласуются с глобальными эпохами похолодания и потепления. Однако имеются некоторые особенности, связанные с различием географического положения регионов. Это заставляет использовать в региональных схемах стратиграфии не ступени, а горизонты. Таким образом, горизонт соответствует климатостратиграфической единице - климатолиту.

Каждый горизонт объединяет осадки, образовавшиеся в эпоху похолодания (криохрон) или потепления (термохрон). В ледниковых областях это отложения, сформировавшиеся в течение одного оледенения или одного межледниковья. Во внеледниковых областях им соответствуют отложения холодных и теплых эпох, выделяемые по особенностям литологии, рельефа, растительных остатков или фаунистических комплексов, заключенных в отложениях и характеризующих климатические условия их образования. Ледниковые горизонты включают морены и флювиогляциальные отложения, а во внеледниковых областях - аллювий, лессы, склоновые образования, аллювиально-озерные образования, морские осадки. Межледниковые горизонты объединяют отложения, образующиеся в теплые эпохи, что подтверждается находимыми в них фауной и флорой. Это озерные, болотные, аллювиальные, делювиальные, морские отложения, а также почвы и др.

Названия горизонтам даются по географическим пунктам, где они были впервые выделены или наилучшим образом охарактеризованы.

Все горизонты имеют абсолютный возраст и палинологическую характеристику. Отдельные горизонты, а чаще - несколько сопряженных горизонтов, могут быть охарактеризованы фаунистическими комплексами и археологическими данными. Такие сопряженные горизонты одного звена иногда объединяются в более крупные подразделения - климатостратиграфические надгоризонты, также имеющие местные названия.

Кроме горизонтов, могут использоваться такие подразделения как свиты, толщи, слои и др.

РЕГИОНАЛЬНЫЕ СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Раздел Звено Альпы Русская платформа (1986) Западная Сибирь Каспийское море (слои) Голоцен Современное Современные Современные Современные Новокаспийские Вюрмское оледенение W W3 Валдайский надгоризонт Осташковский os Зырянский надгоризонт Сартанский Верхнехвалынские W2 Ленинградский

(мологошекснинский) ld Каргинский Эльтонские регрессия W1 Подпорожский (калининский) pd Ермаковский Нижнехвалынские Ательские Рисс-вюрмское межледниковье R-W Микулинское (межледниковье) mk Казанцевский (=микулинскому) Верхнехазарские Рисское оледенение R R3 Средне-русский надгоризонт Московский (сожский) ms Бахтинский надгоризонт Тазовский (=московскому) Регрессия (ветлянские) R2 Шкловский (одинцовский) sk Ширтинский Цаганаманские (Гиркан) R1 Днепровский dn Самаровский (=днепровскому) Регрессия

Нижнехазарские (косожские) Миндель-рисское межледниковье M-R Лихвинский (межледниковье) lh Тобольский (=лихвинскому) Нижнехазарские (сингильские) Миндельское оледенение M M3 Белорусский надгоризонт Окский ok Шайтанский (=окскому) Регрессия M2 Беловежский bv Талагайский Урунджикские M1 Дзукийский (донской) dz Регрессия Гюнц-миндельское межледниковье G-M Вильнюсский надгоризонт Ильинский il Верхнебакинские

Нижнебакинские

Тюркянские (верхние) Покровский pk Михайловский mh Тюркянские (нижние) Эоплейстоцен Верхнее Гюнцевское оледенение G Апшеронские Дунайско-гюнцевское межледниковье D-G Нижнее Дунайское оледенение

134 1 Изостазия (изостатическое равновесие) - гидростатически равновесное состояние земной коры, при котором менее плотная земная кора (средняя плотность 2,8 г/см?) "плавает" в более плотной (средняя плотность 3,3 г/см?), подчиняясь закону Архимеда.

2 Кекуры - столбовидные или конусообразные скалы естественного происхождения; обычно в реках, морях или на их берегах. Чаще всего это название используется в регионах Сибири и Дальнего Востока.

3 Стрежень - наиболее быстрая часть течения реки; протягивается по длине реки в виде линии или полосы, соединяя точки или участки с максимальной поверхностной скоростью течения.

4 Диамиктон - рыхлые слабо сортированные или не сортированные массы грубообломочного материала с широком диапазоном крупности и разной степени окатанности, в составе которого до 25% гравия.

5 Едомный комплекс (едома) - элемент рельефа субарктических равнин Восточной Сибири - небольшие возвышенности, содержащие погребённый ископаемый лёд и имеющие мелкобугристую поверхность; также собственно вечная мерзлота этого типа рельефа.

6 Структуры конденудационного развития формируются в условиях слабых поднятий, соизмеримых со скоростью плоскостной денудации, которая успевает нивелировать зарождающиеся положительные неровности рельефа.

7 Конаккумулятивное развитие отражает динамическое равновесие между процессами формирования частного прогиба и заполнения его осадками.

8 Виргация складок - веерообразное расхождение пучка расщепляющихся складок горных пород, сопровождающееся постепенным погружением шарниров складок. Наблюдается обычно в местах окончания складчатых сооружений.

9 Рампы - грабены, ограниченные взбросами, и образованные в результате бокового сжатия.

10 Пулл-апарт структуры - структуры, генетически связанные со сдвиговыми зонами и образующиеся двояким образом - в результате расщепления единичного сдвига и в пространстве между двумя эшелонированно расположенными сдвигами с одним типом смещения.

11 Изотопно-кислородная шкала - последовательность сменяющихся теплых и холодных периодов (стадий) палеоклимата Земли, установленная по изотопам кислорода и отражающая температурную кривую, полученную по материалам глубоководного бурения. Используется для оценки температуры воды, размеров ледникового покрытия и местных вариаций солености. Каждая стадия соответствует периодам ледниковья и межледниковья, выделяемым на суше, хотя морская изотопная летопись более полная и детальная. Служит основой для реконструкции палеоклиматов; ее подразделения отражают синхронные изменения, которые надежно используются в корреляциях кайнозойских отложений, начиная от верхов миоцена.

---------------

------------------------------------------------------------

---------------

------------------------------------------------------------

3

3

3

3

Показать полностью… https://vk.com/doc-76571995_442126518
Рекомендуемые документы в приложении