Методы восстановления тектонических движений прошлого. Рельеф и геологическое строение

При определении объема и интенсивности тренировочных нагрузок, обеспечивающих оптимальный эффект адаптации, возможно два пути. Первый -- интенсивный путь, заключающийся в дальнейшем возрастании суммарных объемов тренировочных нагрузок. На этом пути возможности дальнейшего спортивного роста для высококвалифицированных спортсменов к настоящему времени оказываются практически исчерпаны. Более перспективным с точки зрения дальнейшего прогресса в мировом спорте является второй вариант -- путь интенсификации тренировочной деятельности. На этом пути при сохранении уже достигнутых (почти предельных) объемов тренировочной нагрузки предлагается такое сочетание высокоинтенсивных, развивающих нагрузок с нагрузками поддерживающими, сохраняющими достигнутый уровень функционирования нужных систем, которое создает наилучшие условия для достижения спортивного успеха.

Имеющийся опыт подготовки сильнейших спортсменов показывает возможность ежегодного прироста общего объема тренировочной нагрузки на 20 %. У молодых спортсменов это увеличение возможно на 40 -- 50 % в зависимости от вида легкой атлетики и его индивидуальных особенностей адаптироваться к ней. Естественно, возрастает интенсивность упражнений, которая выражается в увеличении объема нагрузки, выполняемой с предель-ной и околопредельной скоростью в беге; в увеличении длины и высоты прыжков, дальности метаний, веса снарядов и штанги; в более энергичном, повышенном темпе и ритме специальных упражнений. Одним из показателей интенсивности спортивных нагрузок является рост количества соревнований.

Современные представления о соотношении объема и интенсивности тренировочных нагрузок в круглогодичном цикле предполагают так построить учебно-тренировочный процесс, чтобы, не противопоставляя объем интенсивности, периодически моделировать нагрузку и напряжение, характерные для состязаний. Круглогодичные применения специальной тренировки и основного вида (основная дистанция, основной снаряд, свой прыжок и т.д.) -- неотъемлемое звено в современной системе тренировки. Такая структура дает возможность расширить соревновательный календарь, сделав его круглогодичным. При этом следует предусмотреть обязательную вариативность нагрузок, основанную на законах адаптации, тогда высококвалифицированные спортсмены смогут показывать высокие результаты каждые 1,5 -- 2 месяца.

Органической частью любого упражнения, влияющего на нагрузку, является правильно организованный отдых. Рациональное чередование работы и отдыха лежит в основе всей спортивной подготовки и распространяется на повторное воздействие нагрузки в одном занятии тренировочного дня, на протяжении недели, месяца, года и лет.

Повторное применение тренировочных и соревновательных нагрузок органически связано с интервалами времени между ними и с восстановительными процессами. Число повторений, упражнений, характер и продолжительность интервалов отдыха зависят от задач, средств и методов подготовки, а также от особенностей видов легкой атлетики, уровня подготовленности спортсмена и внешних условий.

Между отдельными упражнениями и занятиями во всех случаях важно установить такие перерывы для отдыха, которые с учетом используемой величины нагрузки и характера выполняемых движений обеспечивают соответствующий тренировочный эффект. В зависимости от формы организации отдых бывает пассивным и активным. В перерывах между упражнениями, которые требуют точных движений и большого сосредоточения внимания, активный отдых дает хорошие результаты в восстановлении работоспособности. Например, во время занятий сложно-координационными видами легкой атлетики (барьерный бег, прыжки в высоту и прыжки с шестом, метание молота и копья) для отдыха применяют медленный бег, ходьбу или непродолжительные спортивные и подвижные игры. И наоборот, во время занятий циклическими видами можно предложить для отдыха кратковременное выполнение движений со сложной координацией.

Каждое новое повторение не должно проходить на фоне утомления от предыдущих действий. Продолжительность отдыха в этих случаях колеблется от 1 мин (в метаниях) до 3--4 мин (в прыжках с шестом). Что касается перерыва между занятиями, то на первом этапе обучения спортивной технике они должны проводиться ежедневно, а в дальнейшем -- 3--4 раза в неделю. Если перерыв составляет 48 часов, то это приводит к снижению уровня усвоенного материала занятия до 25 %, в первую очередь вследствие притупления кинестетической чувствительности.

По продолжительности отдых между нагрузками можно разделить на четыре вида: 1) полный (ординарный); 2) неполный (суперкомпенсаторный); 3) сокращенный (жесткий); 4) продолжительный (мягкий). Варьируя интервалами отдыха при одинаковом объеме (или интенсивности) нагрузки, можно добиться различного результата в развитии двигательных качеств. Например, в занятиях циклическими видами легкой атлетики неполный отдых в большей мере обеспечивает развитие выносливости, полный -- скорости, сокращенный -- скоростной выносливости, а продолжительный обеспечивает восстановление работоспособности после напряженной части занятий или после переутомления (перетренировки).

Количественные и качественные компоненты нагрузки органически взаимосвязаны. Но в зависимости от построения процесса подготовки спортсмена (задач, средств, методов, уровня нагрузок и т.д.) отношения между ними различны, соответственно различны адаптационные процессы. Качественные изменения (морфологические, физиологические, биохимические, психологические и биомеханические) обуславливают изменения количественной стороны в деятельности организма спортсмена. Важную роль в увеличении продолжительности действий упражнений является экономизация функций организма спортсменов, обеспечивающая выполнение той же работы при меньших затратах энергетических ресурсов.

Выполнение любого физического упражнения требует времени. И как бы оно ни было мало, это уже определенное количество работы, что составляет объем тренировочной или соревновательной нагрузки. А то количество нервно-мышечной работы, которая выполнена за единицу времени и связана с ее объемом, определяет интенсивность нагрузки. Объем и интенсивность в спорте неотделимы друг от друга. Отдельно существовать они могут лишь как понятия. В спортивной практике это две органически взаимо-связанные стороны любого выполняемого спортсменом физического упражнения. Так, например, длина дистанции и продолжительность бега -- количество тренировочной работы (объем нагрузки), а скорость передвижения -- ее интенсивность; выполненное количество бросков метателем -- объем специфической нагрузки, а результативность этих бросков -- ее интенсивность.

Довольно точно определяет уровень тренировочной нагрузки интегральный показатель сдвигов в организме -- частота сердечных сокращений (ЧСС). Для этого измеряют пульс во время выполнения упражнений, после него и в период отдыха. Сопоставляя эти показатели с интенсивностью нагрузки, с ее направленностью и учитывая время восстановления после нее, можно более объективно управлять учебно-тренировочным процессом.

Таблица 2 дает представление о том, как можно классифицировать нагрузки в спорте по направленности их воздействия, в основу которого положен учет путей энергообеспечения работы. При одинаковых условиях именно направленность нагрузки, определяющая меру участия в выполняемой работе различных органов и функций, указывает на степень их угнетения и продолжительность восстановления.

Таблица 2.

По величине нагрузку условно можно разделить на максимальную, большую, среднюю и малую. находится в пределах возможностей спортсмена. Ее критерии -- неспособность спортсмена продолжать выполнение предложенного задания. Пульс при этом достигает величины 180 и более ударов в минуту (уд/мин). Если усилием воли спортсмен постарается перейти эту границу, то нагрузка становится запредельной и может привести к перетренировке спортсмена.

по количеству упражнений и интенсивности движений составляет 70 -- 80 % от максимальной, т. е. дает возможность продолжать действие на фоне утомления. Показатели пульса здесь могут быть в пределах 150--175 уд/мин.

определяется количеством упражнений и ин-тенсивностью движений в пределах 40 -- 60% от максимальной, т.е. упражнение продолжается до появления чувства утомления. При этом показатели ЧСС доходят до 120--145 уд/мин.

составляет 20 -- 30 % от максимальной по количеству упражнений и интенсивности движений. Двигательное задание выполняется легко, свободно, без видимого напряжения, и пульс при этом не превышает 120 уд/мин.

По мере роста тренированности спортсмена нагрузка, которая вначале рассматривалась как максимальная, на последующих этапах становится большой или средней и т.д. Особенно это касается такого компонента нагрузки, как интенсивность. Чем выше интенсивность выполняемого упражнения, чем оно продолжительнее, тем больше затраты организма спортсмена, тем значительнее нагрузка на его психику. Надо учитывать и требования к таким качествам, как смелость, решительность, воля к победе и т.д. В принципе, чем выше интенсивность тренировочной работы, тем меньше ее объем, и наоборот. Уровень интенсивности обусловлен в первую очередь видом легкой атлетики. Там, где успех определяется максимальными усилиями (прыжки, метания, спринт), естественно, очень высок и уровень интенсивности специальной тренировочной работы; в других видах (бег на средние и длинные дистанции, спортивная ходьба) главное -- высокий средний уровень скорости передвижения.

С целью более эффективного выполнения спортсменом упражнений, с заданным тренировочным усилием, следует определять зоны интенсивности, как отношение заданной величины тренировочных или соревновательных напряжений к максимально возможным данным спортсмена. В таблице 3 представлена градация нагрузки по зонам интенсивности в скоростно-силовых видах легкой атлетики.

Таблица 3.

Зона 80 --90 % от максимума во всех видах легкой атлетики считается зоной развития. Применяя тренировочную нагрузку в зонах 90 -- 100 %, происходит воздействие на развитие быстроты, ее следует включать почти в каждое тренировочное занятие и строить таким образом, чтобы на протяжении каждого занятия применялась нагрузка во всех зонах интенсивности, с оптимальным ее соотношением. Тренировочная нагрузка в зонах 50 --80 % от максимума решает в основном задачи специальной разминки и восстановления, что способствует благоприятному протеканию всего тренировочного процесса.

Результат в легкой атлетике зависит от высокого уровня выносливости и диктует определенную избирательность тренировочных воздействий, которые обеспечиваются аэробными (с доступом кислорода), анаэробными (без доступа кислорода) и аэробно-анаэробными (смешанными) процессами организма спортсмена. В таблице 4 зоны интенсивности распределены по показателям ЧСС во время той или иной тренировочной работы при воспитании выносливости.

Таблица 4.

При использовании аэробного режима тренировочных воздействий пульс должен находиться в пределах 120 -- 160 уд/мин. При выполнении нагрузки в смешанном режиме частота пульса должна достигать 170--180 уд/мин. Анаэробный режим тренировки возможен при пульсе 190 и более ударов в минуту.

Очень важное значение в определении адекватности предложенных нагрузок имеет контроль за пульсом во время восстановления. Основная цель контроля пульса заключается в том, чтобы, определяя тренировочное напряжение, соблюдать главное требование тренировки -- избежать чрезмерного перенапряжения, предупредив случаи переутомления и перетренировок. Если пульс спортсмена после нагрузки не восстанавливается в течение определенного времени до нужного уровня (например, пульс остается свыше 120 уд/мин более 5 -- 6 мин после средней нагрузки), то это говорит о том, что нагрузка, вероятно, очень высока и тренировочная работа (количество, темп) должна быть снижена либо прекращена.

При скоростной тренировке время восстановления ЧСС до 120 уд/мин должно занимать 1 -- 4 мин между повторениями упражнений и 2 --5 мин между сериями до пульса 100--120 уд/мин. Развивая скоростную выносливость, следует ориентироваться на восстановление пульса до 120--140 уд/мин через 1-3 мин после выполнения работы, а между сериями пульс должен восстанавливаться до 100--120 уд/мин в течение 2 -- 5 мин. При восстановлении после стрессовой тренировки (контрольный бег, прикидка) пульс должен достигать 100 -- 120 уд/мин в течение 4--10 мин. Повторное выполнение такой нагрузки возможно через 10 -- 20 мин, если пульс в период восстановления достигает менее 100 уд/мин. Показателями для прекращения тренировочной работы следует считать пульс свыше 120 уд/мин после 5 -- 10 мин отдыха.

Уровни восстановления частоты сердечных сокращений несколько индивидуальны и могут обуславливаться возрастом, состоянием анаэробных функций, генетическим характером. Они могут быть между 108 --132 уд/мин. На процессы восстановления влияют также следующие моменты: спортсмен не в форме, слишком тяжелая тренировочная работа, предыдущая тренировочная нагрузка была слишком высокой, болезнь, утомление или переутомление. У большинства спортсменов уровень восстановления многих функций организма соответствует пульсу 120 уд/мин. Спортсмены с большим генетическим потенциалом могут восстанавливаться быстрее даже при высокой тренировочной нагрузке. При большом объеме работы с пониженной интенсивностью достаточно снизить показатели ЧСС до 120- 140 уд/мин во время отдыха, чтобы, частично восстановив энергетический потенциал, начать работу снова. При малом объеме работы с вышесредней интенсивностью достаточно в период отдыха достичь показателей ЧСС 120 уд/мин, чтобы возникла возможность в дальнейшем продолжать работу так же эффективно, как вначале. Когда выполняется «острая», ударная работа с высокой интенсивностью, в период восстановления (отдыха) ЧСС должна достигать 90--100 уд/мин, прежде чем повторить предложенную нагрузку.

Новейшие тектонические движения и их роль в формировании рельефа

Важнейшие события четвертичного периода и их отражение в рельефе

Водные ресурсы и хозяйственное значение внутренних вод

Почвы, растительность и животный мир

• Общие закономерности размещения почв, растительности и животного мира

РЕЛЬЕФ И ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

Новейшие тектонические движения и их роль в формировании современного рельефа

В результате длительной истории геологического развития на территории России сформировались основные типы геотектур - равнинно-платформенные области и крупные орогенные подвижные пояса. Однако в пределах одинаковых геотектур нередко распространен совершенно различный рельеф (низкие цокольные равнины Карелии и Алданское нагорье на щитах древних платформ; низкие Уральские горы и высокогорный Алтай в пределах Урало-Монгольского пояса и т.д.); напротив, сходный рельеф может сформироваться в пределах различных геотектур (высокогорные Кавказ и Алтай). Это обусловлено большим влиянием на современный рельеф неотектонических движений, начавшихся в олигоцене (верхний палеоген) и продолжающихся до настоящего времени.

После периода относительного тектонического покоя в начале кайнозоя, когда преобладали невысокие равнины и практически не сохранилось гор (лишь в области мезозойской складчатости кое-где, видимо, сохранялись мелкосопочник и невысокие горы), обширные площади Западной Сибири и юга Восточно-Европейской равнины были покрыты водами мелководных морских бассейнов. В олигоцене начался новый период тектонической активизации - неотектонический этап, который привел к коренной перестройке рельефа.

Новейшие тектонические движения и морфоструктуры. Неотектонику, или новейшие тектонические движения , В.А. Обручев определил как движения земной коры, создавшие современный рельеф . Именно с новейшими (неоген-четвертичными) движениями связано образование и размещение по территории России морфоструктур - крупных форм рельефа, возникших в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов при ведущей роли первых.

Новейшие тектонические движения связаны со взаимодействием современных литосферных плит (см. рис. 6), по окраинам которых они проявились наиболее активно.

Рис. 6. Новейшие тектонические движения (по Н.Н. Николаеву)

Амплитуда неоген-четвертичных движений в краевых частях достигла нескольких километров (от 4-6 км в Забайкалье и на Камчатке до 10-12 км на Кавказе), а во внутренних районах плит измерялась десятками, реже - сотнями метров. В краевых частях преобладали резко дифференцированные движения: поднятия большой амплитуды сменялись столь же грандиозными опусканиями рядом расположенных участков. В центральных частях литосферных плит движения одинакового знака происходили на значительных территориях.

В непосредственной зоне контакта различных литосферных плит возникли горы. Все ныне существующие на территории России горы есть продукт новейших тектонических движений, т.е. все они возникли в неоген-четвертичное время и, следовательно, имеют один возраст . Но морфоструктуры этих гор весьма различны в зависимости от способа их происхождения, а он связан с положением гор в пределах различных тектонических структур.

Там, где горы возникли на молодой океанической или переходной коре окраинных частей плит с мощным покровом осадочных пород, смявшихся в складки (области альпийской и тихоокеанской складчатостей), образовались молодые складчатые горы (Большой Кавказ, хребты Сахалина) иногда с участками вулканических гор (хребты Камчатки). Горные хребты здесь линейно вытянуты вдоль окраины плиты. В тех местах, где у границ литосферной плиты оказались территории, уже раньше пережившие складкообразовательные движения и превратившиеся в равнины на складчатом основании, с жесткой континентальной корой, не поддающейся сжатию в складки (области допалеозойской и палеозойской складчатости), образование гор шло иначе. Здесь при боковом давлении, возникающем при сближении литосферных плит, жесткий фундамент разбивался глубинными разломами на отдельные блоки (глыбы), часть из которых при дальнейшем движении выжималась вверх, другие - вниз. Так на месте равнин возрождаются горы. Эти горы называют возрожденными глыбовыми, или складчато-глыбовыми. Возрожденными являются все горы юга Сибири и Урал.

Для возрожденных гор характерно, как правило, отсутствие единой общей ориентировки хребтов, сочетание горных хребтов с узлами, от которых во все стороны разбегаются хребты (Алтай), массивами, нагорьями (Восточно-Тувинское, Становое, Алданское и др.). Обязательным элементом возрожденных гор является наличие межгорных котловин неправильных очертаний, соответствующих опущенным блокам (Тувинская, Минусинская, Кузнецкая, Чуйская, Уймонская и др.).

В областях мезозойской складчатости, где к моменту начавшихся интенсивных подвижек горы могли быть разрушены не полностью, где сохранялись участки низкогорного или мелкосопочного рельефа, орографический рисунок гор мог не измениться или измениться лишь частично, но увеличилась высота гор. Такие горы называют омоложенными глыбово-складчатыми. Они обнаруживают черты и складчатых, и глыбовых гор с преобладанием то одних, то других. К омоложенным относятся Сихотэ-Алинь, горы Северо-Востока и частично Приамурья.

Внутренние части Евразиатской литосферной плиты относятся к областям слабых и очень слабых поднятий и преимущественно слабых и умеренных опусканий. Интенсивно опускались лишь Прикаспийская низменность и южная часть Скифской плиты. Большая часть территории Западной Сибири испытывала слабые опускания (до 100 м) и лишь на севере опускания были умеренными (до 300 м и более). Южные и западные окраины Западной Сибири и большая восточная часть Восточно-Европейской равнины представляли собой слабо подвижную равнину. Наибольшие амплитуды поднятий на Восточно-Европейской равнине характерны для Среднерусской, Приволжской и Бугульмино-Белебеевской возвышенностей (100-200 м). На Среднесибирском плоскогорье амплитуда поднятий была больше. Приенисейская часть плоскогорья поднята на 300-500 м, а плато Путорана даже на 500-1000 м и выше.

Следствием новейших движений явились морфоструктуры платформенных равнин. На щитах, имевших постоянную тенденцию к поднятию, сформировались цокольные равнины (Карелия, Кольский полуостров), плоскогорья (Анабарский массив) и кряжи (Тиманский, Енисейский, восточные отроги Донецкого) - возвышенности, имеющие вытянутую в плане форму и образованные дислоцированными породами складчатого основания.

На плитах, где породы фундамента перекрыты осадочным чехлом, сформировались аккумулятивные равнины, пластовые равнины и плато.

Аккумулятивные равнины приурочены к областям прогибания в новейшее время (см. рис. 6 и 7), вследствие чего имеют достаточно мощный чехол неоген-четвертичных отложений. Аккумулятивными равнинами представлены средняя и северная часть Западно-Сибирской равнины, Среднеамурская равнина, Прикаспийская низменность и север Печорской низменности.

Рис. 7. Крупнейшие морфоструктуры

На рис. 7: Морфоструктуры суши, дна океанов и морей. Суша - 1 - равнины, плато (а) и возрожденные горы (б) древних платформ (I - Восточно-Европейская (Русская) равнина, II - Кольско-Карельская страна, III - Среднесибирское плоскогорье, IV - Байкальская горная страна); 2 - равнины молодых платформ (V - Западно-Сибирская равнина, VI - Предкавказье); 3 - возрожденные горы области палеозойской складчатости (VII - Урал, Новая Земля, VIII - Алтайско-Саянская горная страна); 4 - омоложенные горы области мезозойской складчатости (IX - горная страна Северо-Востока, X - Амурско-Приморско-Сахалинская страна); 5 - молодые горы области альпийской складчатости (XI - Кавказ); 6 - молодые горы области кайнозойской (тихоокеанской) складчатости (XII - Корякско-Камчатско-Курильская страна, XIII - Охотско-Приморский вулканический пояс). Дно океанов и морей. Материковый шельф - 7 - равнины окраины материка; 8 - равнины на внутришельфовых впадинах, переходная зона (материковые склоны и островные дуги); 9 - наклонные равнины - уступы; 10 - равнины дна котловин; 11 - складчато-глыбовые хребты и массивы, 12 - складчато-глыбовые и вулканические хребты островных дуг, 13 - глубоководные желоба. Ложе океанов и морей - 14 - равнина дна глубоководных котловин, 15 - срединно-океанические хребты, 16 - вал и возвышенности, 17 - складчато-глыбовые хребты

Пластовые равнины и плато - морфоструктуры участков плит, испытавших преимущественные поднятия. При моноклинальном залегании пород осадочного чехла преобладают наклонные пластовые равнины, при субгоризонтальном - пластово-ярусные равнины и плато. Пластовые равнины характерны для большей части Восточно-Европейской равнины, южной и западной окраин Западной Сибири, частично для Средней Сибири. На территории Средней Сибири широко представлены плато как осадочные (структурные - Ангаро-Ленское, Лено-Алданское и др.), так и вулканические (Путорана, Центрально-Тунгусское, Сыверма и др.).

Вулканические плато характерны и для горных областей (Восточного Саяна, Витимского плоскогорья, Восточного хребта на Камчатке и др.). В горах могут встречаться также морфоструктуры щитов, а в межгорных котловинах - аккумулятивные и в меньшей мере пластовые равнины (Кузнецкая котловина).

Землетрясения и современный вулканизм. В тесной связи с новейшими тектоническими движениями находятся землетрясения и современные вулканические явления. Частые и сильные (до 9 баллов и более) землетрясения бывают на Курилах, в юго-восточной части Камчатки, в Прибайкалье (от Верхнечарской котловины до Тункинского грабена), в восточной и юго-западной части Тувы и в юго-восточной части Алтая. В районе Большого Кавказа, близ дельты Лены и в районе хребта Черского на Северо-Востоке бывают землетрясения силой до 7-8 баллов.

Сравнение карты сейсмического районирования, с картой литосферных плит показывает, что все сейсмические районы России входят в состав четырех поясов сейсмичности, совпадающих с границами литосферных плит. Они проходят:

• 1) по глубоководным желобам, обрамляющим Курило-Камчатскую дугу, где Тихоокеанская плита сближается с Евразиатской со скоростью 8 см/год;
• 2) от хребта Гаккеля в Северном Ледовитом океане через хребет Черского, где от Евразиатской плиты откололся Чукотско-Аляскинский блок Северо-Американской плиты и отодвигается со скоростью 1 см/год;
• 3) в районе впадины озера Байкал от Евразиатской плиты откололась Амурская плита, которая вращается против часовой стрелки и в районе Байкала отодвигается со скоростью 1-2 мм/год. За 30 млн лет здесь возникла глубокая щель, в пределах которой находится озеро;
• 4) в районе Кавказа, который попадает в сейсмический пояс, протянувшийся вдоль юго-западной окраины Евразиатской плиты, где она сближается с Африкано-Аравийской со скоростью 2-4 см/год.

Землетрясения свидетельствуют о существовании в этих районах глубинных тектонических напряжений, выражающихся время от времени в форме мощных подземных толчков и колебаний почвы. Последним катастрофическим землетрясением в России было землетрясение на севере Сахалина в 1995 г., когда с лица земли был стерт город Нефтегорск.

На Дальнем Востоке бывают также подводные землетрясения, сопровождающиеся моретрясениями и гигантскими разрушительными волнами цунами.

Платформенные участки с их равнинным рельефом, со слабыми проявлениями неотектонических движений не испытывают значительных землетрясений. Землетрясения здесь чрезвычайно редки и проявляются в виде слабых колебаний. Так, землетрясение 1977 г. и теперь помнят многие москвичи. Тогда до Москвы докатился отзвук Карпатского землетрясения. В Москве на 6-х-10-х этажах качались люстры и звенели связки ключей в дверях. Сила этого землетрясения составила 3-4 балла.

Не только землетрясения, но и вулканическая деятельность является свидетельством тектонической активности территории. В настоящее время вулканические явления в России наблюдаются только на Камчатке и Курильских островах.

5. Игнатенко И.В., Хавкина Н.В. Подбуры Крайнего Северо-Востока СССР // География и генезис почв

Магаданской области. - Владивосток: Изд-во ДВНЦ АН СССР. - С. 93-117.

6. Классификация и диагностика почв России / Л.Л. Шишов [и др.]. - Смоленск: Ойкумена, 2004. - 342 с.

7. Почвенно-географическое районирование СССР. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. - 422 с.

8. Почвоведение / под ред. В.А. Ковды, Б.Г. Розанова. - Ч. 2. - М.: Высш. шк., 1988. - 367 с.

УДК 631.48 (571.61) Э.П. Синельников, Т.А. Чеканникова

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ И НАПРАВЛЕННОСТИ ПРОЦЕССОВ ТРАНСФОРМАЦИИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ПРОФИЛЯ ОТБЕЛЕННЫХ ПОЧВ РАВНИННЫХ ТЕРРИТОРИЙ ПРИМОРСКОГО КРАЯ И ДЕРНОВО-ПОДЗОЛИСТЫХ КАРБОНАТНЫХ ПОЧВ ЮЖНОЙ ТАЙГИ

ЗАПАДНОЙ СИБИРИ

В статье приведен детальный анализ процессов трансформации вещественного состава почв Южной Сибири и Приморья. Существенных различий по интенсивности и направленности ведущих элементарных почвенных процессов не выявлено.

Ключевые слова: Приморский край, Западная Сибирь, дерново-подзолистые почвы, карбонатные почвы, сравнительная оценка.

E.P.Sinelnikov, T.A.Chekannikova

COMPARATIVE ASSESSMENT OF PROFILE MATERIAL STRUCTURE TRANSFORMATION PROCESSES INTENSITY AND ORIENTATION ON THE FLAT TERRITORIES BLEACHED SOILS OF PRIMORSKY KRAI AND CESPITOSE-PODZOLIC CARBONATE SOILS IN THE WESTERN SIBERIA

The detailed analysis of soils material structure transformation processes in the southern Siberia and Primorsky Krai is conducted. Essential distinctions in the intensity and orientation of leading elementary soil processes are not revealed.

Key words: Primorsky Krai, Western Siberia, cespitose-podzolic soils, carbonate soils, comparative assessment.

Оценка степени дифференциации вещественного состава профиля почв в результате действия разнообразных элементарных почвенных процессов уже давно стала составной частью исследований генетических свойств почвенного покрова любого региона. Основу таких анализов заложили работы А.А. Роде ,

Особенности дифференциации вещественного состава почв южной части российского Дальнего Востока, в сравнении с близкими по генетическим показателям почвами других регионов, исследовались

C.В. Зонном , Л.П. Рубцовой и Е.Н. Рудневой , Г.И. Ивановым и др. Результатом этих исследований, основанных главным образом на анализе генетических показателей, явилось утверждение о преобладании здесь процессов лессивирования, отбеливания, псевдооподзоливания и полного исключения процессов оподзоливания.

В настоящем сообщении нами сделана попытка сравнить направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава профиля отбеленных почв равнинной части Приморья с дерновоподзолистыми остаточно-карбонатными почвами Западной Сибири на основе количественных показателей баланса основных элементов вещественного состава.

Выбор почв Сибири в качестве сравнительного варианта не случаен и обусловлен следующими условиями. Во-первых, остаточно-карбонатные дерново-подзолистые почвы Сибири сформировались на покровных суглинках с повышенным содержанием глинистых частиц и обменных оснований, что исключает принципиальные различия уже на первом этапе анализа. Во-вторых - это наличие обстоятельных монографических данных и балансовых расчетов трансформации вещественного состава, опубликованных И.М. Гаджиевым , что значительно упрощает выполнение поставленной нами задачи.

Для сравнительного анализа нами использованы данные И.М. Гаджиева по разрезам 6-73 (дерновосильноподзолистые) и 9-73 (дерново-слабоподзолистые почвы). В качестве отбеленных вариантов почв

Приморья нами взяты буро-отбеленные и луговые глеево-слабоотбеленные почвы. Исходные данные указанных почв, а также оценка трансформации их вещественного состава в зависимости от геоморфологического расположения и степени отбеленности представлены нами в предыдущем сообщении . Основные показатели дерново-подзолистых почв представлены в таблице 1.

Анализ данных таблицы 1 настоящего сообщения и таблицы 1 предыдущего показывает на два существенных момента: во-первых, это довольно близкий состав почвообразующих пород, и во-вторых -явно выраженное деление профилей всех анализируемых разрезов на аккумулятивно-элювиальную и иллювиальные части. Так, по данным Э.П. Синельникова , содержание глинистых частиц в почвообразующей породе равнин Приморья составляет 73-75%, для южной тайги Западной Сибири 57-62%. Количество илистой фракции соответственно составило 40-45 и 35-36 процентов. Суммарная величина обменных катионов Са и Мд в озерно-аллювиальных отложениях Приморья 22-26 мэкв на 100 грамм почвы, в покровных суглинках Сибири 33-34, величина актуальной кислотности соответственно 5,9-6,3 и 7,1-7,5 ед. рН. Остаточная карбонатность пород проявляется в свойствах материнских пород анализируемых разрезов Сибири, но ее влияние на физико-химическое состояние верхних горизонтов минимальное, особенно средне- и сильноподзолистых почв.

Исследуя проблему дифференциации профиля дерново-подзолистых почв, И.М. Гаджиев отмечает четкое выделение элювиальной части, обедненной полуторными окислами и обогащенной кремнеземом, и иллювиальной, в некоторой степени обогащенной основными компонентами вещественного состава, в сравнении с вышележащими горизонтами. В то же время заметного накопления окислов здесь по отношению к исходной породе не обнаружено и даже снижено. Аналогичная закономерность проявляется и в отбеленных почвах Приморья.

Ссылаясь на работы А.А. Роде, И.М. Гаджиев считает, что данный факт подтверждает закономерность поведения вещества при подзолообразовательном процессе, сущность которого «... состоит в тотальном разрушении минеральной основы почв и транзитном сбросе получаемых при этом продуктов далеко за пределы почвенного профиля» . В частности, согласно балансовым расчетам И.М. Гаджиева, общий объем обезиливания суммарной мощности почвенных горизонтов относительно материнской породы составляет от 42-44% в сильноподзолистой почве до 1,5-2 в слабоподзолистой.

Таблица 1

Основные показатели вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых почв Западной Сибири (рассчитано по данным И.М. Гаджиева)

Г оризонт Расчетная мощность, см Содержание частиц <0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

2 о со о од с со о од О) 1_1_ со о 2 2 о со со о 2 а) о_ со о сч < 2 о со о од < со о од О) 1_1_ со о /2 о со со о 2 а) о_ со о од < 2 о СО со о од < со о од О) 1_1_ со о £ /2 о со со о 2 а) о_ со о од <

Разрез 6-73 Дерново-сильноподзолистая

А1 4 23 1,10 74,7 14,2 4,3 7,5 5,1 79,3 11,1 3,1 10,3 5,7 58,2 25,1 8,5 3,2 4,6

А2 20 23 1,32 73,8 14,3 4,2 7,4 5,4 78,6 11,1 2,7 10,4 6,4 56,8 25,3 9,4 3,1 4,2

Bh 18 40 1,43 70,0 16,7 5,5 5,9 4,8 74,4 14,3 4,0 7,5 5,6 55,8 27,9 12,7 2,6 3,4

B1 31 45 1,55 67,4 17,3 5,6 5,6 4,8 76,6 10,9 1,3 11,3 11,5 55,2 26,5 10,8 2,8 3,8

B2 27 40 1,53 68,4 18,3 6,2 5,2 4,6 77,0 11,8 2,7 9,7 6,7 55,5 26,7 10,8 2,9 3,8

ВС 24 38 1,52 68,4 16,7 5,6 5,7 4,6 76,3 11,1 2,6 10,2 6,8 55,7 25,9 10,9 2,9 3,8

С 10 36 1,52 68,4 16,2 6,3 5,7 4,5 75,7 10,8 1,7 10,0 10,4 55,9 25,7 11,3 2,9 3,5

А1 6 23 0,89 72,0 14,6 4,3 7,0 5,0 76,1 12,0 2,6 9,7 7,3 56,6 24,2 10,8 3,1 3,5

А2 8 29 1,20 72,1 14,4 4,6 7,0 4,9 78,2 10,4 2,2 11,2 7,3 56,4 24,5 10,6 3,1 3,6

Bh 30 40 1,35 69,0 15,3 5,7 6,2 4,3 77,4 8,7 2,1 8,1 11,3 55,3 26,1 11,6 2,8 3,5

B1 22 42 1,46 67,5 17,6 6,2 5,3 4,4 75,4 11,1 2,6 10,0 6,8 55,2 27,6 11,9 2,7 3,6

B2 18 42 1,45 67,7 16,8 5,6 5,7 4,7 76,3 9,8 1,5 12,3 10,6 54,8 27,3 11,8 2,7 3,7

ВС 38 41 1,46 67,4 16,9 5,6 5,6 4,7 75,2 11,0 2,1 10,5 8,3 54,7 26,5 11,4 2,7 3,6

С 10 35 1,48 67,4 16,0 5,5 5,9 4,1 74,2 11,5 2,7 8,9 8,6 55,2 25,4 10,7 2,9 3,7

Аналогичные расчеты, выполненные автором для черноземных почв и серых лесных, показали на полную тождественность направленности и скорости перестройки вещественного состава в сопоставлении с автоморфными почвами южно-таежной подзоны Сибири. При этом «. чернозем выщелоченный по составу ила, железа и алюминия из почвенных горизонтов по сравнению с исходной породой практически повторяет дерново-слабоподзолистую почву, темно-серая лесная оподзоленная почва близка к дерновосреднеподзолистой, а светло-серая лесная оподзоленная по этим показателям приближается к дерновосильноподзолистой почве» . Такое положение дел позволило автору сделать вывод, «.что формирование современных дерново-подзолистых почв происходит на уже предварительно хорошо дифференцированной минеральной основе, в общих чертах глубоко элювиально-преобразованной по сравнению с исходной породой, поэтому элювиально-иллювиальную дифференциацию профиля вряд ли уместно относить только за счет подзолообразовательного процесса в современном его понимании».

Наиболее приближенным по составу к исходной породе является горизонт С слабоподзолистой почвы, и в перерасчете на анализируемую мощность современного профиля почвы в нем содержалось 4537 тонн ила, 2176 тонн алюминия и 790 тонн железа на гектар. В близком по мощности профиле сильноподзолистой почвы аналогичные показатели составили: 5240, 2585 и 1162 тонны на гектар. То есть, только за счет повышенной миграции веществ в профиле сильноподзолистой почвы, равном по мощности исходной материнской породе, должно было быть вынесено 884 тонн на гектар ила, 409 тонн алюминия и 372 тонны железа. Если перевести данные показатели на кубический метр, то получим соответственно: 88,4; 40,9 и 37,2 кг. Реально профиль сильноподзолистой почвы, по данным И.М. Гаджиева, относительно материнской породы потерял 15,7 кг кремнезема, 19,8 кг алюминия и 11 кг железа на м3.

Если считать потери анализируемых веществ в профиле дерново-сильноподзолистой почвы относительно исходного содержания веществ в породе слабоподзолистой почвы, то получим, что потери ила составят 135 кг/м3, а накопление алюминия, напротив, составит 7,5 кг и железа 3,4 кг.

Чтобы понять суть происходящих процессов трансформации вещественного состава дерновоподзолистых почв Западной Сибири и сопоставить результаты с отбеленными почвами равнин Приморья, мы разложили, используя методику В.А. Таргульяна , валовое содержание основных окислов на долю, приходящую на крупнозем (>0,001 мм) и илистую фракцию. Полученные результаты для дерновоподзолистых почв Сибири представлены в таблице 2 (соответствующие показатели для отбеленных почв Приморья приведены в .

Весь профиль исследуемых почв довольно отчетливо делится на четыре зоны: аккумулятивная (гор. А1), элювиальная (гор. А2 и Bh), иллювиальная (гор. В1, В2 и ВС) и материнская порода (гор. С), относительно которой выполнены все расчеты таблицы 2. Такое разделение позволяет более контрастно оценить суть и направленность процессов трансформации вещественного состава в пределах конкретного профиля почвы и суммарно оценить баланс вещественного состава.

Таблица 2

Основные показатели баланса вещественного состава остаточно-карбонатных дерново-подзолистых

почв относительно почвообразующей породы, кг/м3

Гори- Механические элементы Содержание в крупноземе Содержание в илистой фракции

Крупнозем Ил SiO2 AІ2Oз Fe2Oз SiO2 AІ2Oз Fe2Oз

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

Разрез 6-73 Дерново-сил ьноподзолистая

А1 37 34 -3 23 10 -13 28 27 -1 4 4 0 0,6 1,0 +0,4 13 6 -7 6 2 -4 2,5 0,8 -1,7

А2 187 201 +14 117 63 -54 142 158 +16 20 22 +2 3,2 5,4 +2,2 65 36 -29 30 16 -14 12,6 5,9 -6,7

Bh 168 200 +32 105 58 -47 127 149 +22 18 28 +10 2,9 8,0 +5,1 58 32 -26 27 16 -11 11,3 6,6 -4,7

B1 290 287 -3 181 197 +12 219 220 +1 31 31 0 5,0 9,7 -1,3 101 107 +6 47 54 +7 19,5 24,5 +5,0

B2 253 225 -27 157 187 +30 191 173 -18 27 27 0 4,3 6,1 +1,8 88 104 +16 41 50 +9 17,0 20,0 +3,0

ВС 225 217 -8 140 148 +8 170 165 -5 24 24 0 3,8 5,6 +1,8 78 82 +4 36 38 +2 15,1 15,9 +0,8

Разрез 9-73 Дерново-слабоподзолистая

А1 57 41 -16 32 12 -20 42 31 -11 6 5 -1 1,6 1,1 -0,5 18 7 -11 8 3 -5 3,4 1,3 -2,1

А2 80 68 -12 42 28 -14 56 53 -3 9 7 -2 2,1 1,5 -0,6 24 16 -8 11 7 -4 4,6 2,9 -1,7

Bh 285 242 -43 159 163 +4 211 187 -24 33 21 -12 7,8 5,1 -2,7 88 90 +2 41 43 +2 17,1 18,9 +1,8

B1 209 185 -24 117 136 +19 155 139 -15 24 20 -4 5,7 4,8 -0,9 65 75 +10 30 38 +8 12,5 16,2 +3,7

B2 171 152 -19 96 109 +13 127 116 -11 20 15 -5 4,7 2,3 -2,4 53 59 +6 25 30 +5 10,3 12,8 +2,5

ВС 361 329 -32 202 225 +23 267 248 -19 41 36 -5 9,9 6,9 -3,0 112 123 +11 52 60 +8 21,7 25,4 +3,7

Примечание. 1 - исходные величины; 2 - содержание в настоящее время.

Из данных таблицы 2 видно, что направленность и интенсивность процессов трансформации вещественного состава «родственных» пар почв далеко не однозначны. В элювиальной зоне профиля сильноподзолистой почвы идет накопление фракций крупнозема относительно материнской породы (+46 кг/м3) и вынос ила (-101 кг). В иллювиальной зоне этих почв, напротив, происходит вынос крупнозема (-38 кг) и накопление ила (+50 кг). Суммарный баланс крупнозема в целом по профилю явно нейтрален (+5 кг), учитывая некоторую условность составляющих расчетные показатели. Суммарный баланс ила отрицателен -64 кг.

В дерново-слабоподзолистой почве во всех зонах профиля наблюдается уменьшение доли крупнозема относительно материнской породы, суммарно -146 кг. Накопление илистой фракции (55 кг) характерно только для иллювиальной части, причем по этому показателю горизонты В как сильноподзолистой, так и слабоподзолистой почвы практически близки, 50-55 кг/м3, но суммарное накопление ила в горизонтах В преобладает над выносом его из элювиально-аккумулятивной зоны (+25 кг).

Таким образом, в почвах различной степени подзолистости характер перераспределения механических элементов различен как по направленности, так и по количественным показателям. В сильноподзолистой почве идет более мощный вынос ила из поверхностных горизонтов за пределы почвенного профиля, а в слабоподзолистой, напротив, наблюдается слабый вынос ила при интенсивном выносе крупнозема практически из всей толщи почвенного профиля.

В буро-отбеленной почве Приморья (БО) направленность процессов перераспределения механических элементов однотипна с сильноподзолистой почвой, но интенсивность (контрастность) существенно выше. Так, накопление крупнозема в гор. А2 составило 100 кг, а вынос из иллювиальной толщи 183, что суммарно составляет -81 кг, при +5 в сильноподзолистой почве. Вынос ила активно идет по всей элювиальноаккумулятивной части профиля (-167 кг), а накопление его в горизонтах В только 104 кг. Суммарный баланс ила в БО почве составляет -63 кг, что практически идентично сильноподзолистой почве. В луговой глеевой слабоотбеленной почве (ЛГ отб) направленность процессов перераспределения механических элементов практически однотипна с БО почвой, но интенсивность существенно ниже, хотя суммарный баланс элементов довольно близок и даже превосходит показатель более отбеленной почвы.

Следовательно, интенсивность процесса отбеливания реально не коррелирует с характером перераспределения механических элементов, хотя буро-отбеленные почвы значительно старше и прошли в прошлом стадию луговых глеевых почв.

Анализируя суммарное и индивидуальное участие основных окислов ^Ю2, AІ2Oз, Fe2Oз) в вещественном составе крупнозема и ила отдельных зон почвенного профиля разрезов относительно почвообразующей породы, можно выявить следующие особенности и закономерности.

В горизонте А1 сильноподзолистой почвы при выносе 3 кг крупнозема сумма окислов составляет 1,6 кг; в элювиальной части профиля сумма основных окислов на 11 кг превышает массу крупнозема, а в иллювиальной части, напротив, масса крупнозема на 14 кг больше суммы окислов.

В перегнойном горизонте слабоподзолистой почвы доля крупнозема на 4 кг больше суммарного содержания окислов, в элювиальной зоне это превышение составило 10, а в иллювиальной части - 20 кг.

В горизонтах А1 и А2 отбелов Приморья масса крупнозема практически совпадает с массой основных окислов, а в горизонтах В превышает почти на 50 кг. В элювиально-аккумулятивной части профиля луговой глеевой слабоотбеленной почвы закономерность сохраняется, то есть масса крупнозема совпадает с массой окислов, а в иллювиальных горизонтах В на 20 кг больше.

В оценке анализируемых величин перераспределение механических элементов и основных окислов вещественного состава почвы большую значимость имеет мощность расчетного слоя, поэтому для реального сопоставления направленности и интенсивности процессов полученные значения баланса следует привести к равному по мощности слою. С учетом малой мощности гумусового горизонта целинных подзолистых почв расчетный слой не может быть более 5 см. Результаты таких пересчетов даны в таблице 3.

Результаты пересчета на равную мощность анализируемого слоя почвы явно показывают на принципиальную разницу перераспределения вещественного состава дерново-подзолистых почв Сибири и отбеленных почв Приморья в зависимости от степени выраженности основных процессов почвообразования.

Таблица 3

Баланс механических элементов и основных окислов (кг) в расчетном слое 5х100х100 см

относительно почвообразующей породы

Слой, горизонты Механические элементы Крупнозем (> 0,001) Илистая фракция (<0,001)

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

Дерново-сильноподзолистая почва

А1 -3,7 -16,2 -1,2 0 +0,5 -0,7 -8,7 -5,0 -2,1 -5,8

А2 +В +6,0 -13,3 +5,0 +1,6 +0,9 +7,5 -7,1 -3,2 -1,5 -11,9

В -2,3, +3,0 -1,3 0 +0,1 -1,2 +1,6 +1,1 +0,5 +3,2

Дерново-слабоподзолистая почва

А1 -13,3 -16,6 -9,1 -0,8 -0,4 -10,3 -9,1 -4,1 -1,7 -14,9

А2 +В -7,1 -1,3 -3,5 -1,8 -0,4 -5,7 +0,8 -0,3 0 +0,5

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

Буро-отбеленная почва

А1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

А2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

В -9,1 +5,2 -6,4 +0,1 -0,1 -6,4 -2,5 -0,5 +0,5 +2,7

Луговая глеевая слабоотбеленная почва

А1 -1,1 -19,0 -0,8 0 +0,3 -0,5 -0,1 -5,9 -2,2 -18,1

А2 +0,5 -13,0 +0,9 +1,0 +0,2 +2,1 -7,0 -3,7 -1,8 -12,4

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

В частности, только в слабоподзолистых почвах наблюдается максимальный вынос крупнозема по всему профилю относительно исходной породы. При этом максимум приходится на гумусовый горизонт. Накопление крупнозема в элювиальной части профиля отбеленных почв в 2-3 раза выше, чем в сильноподзолистой почве.

Во всех анализируемых разрезах идет интенсивный вынос ила из гумусового горизонта: от 16 кг в подзолистых почвах до 19-22 в отбеленных. В элювиальной части профиля вынос ила несколько меньше и практически одинаков для всех разрезов (13-17 кг). Исключение составляет лишь разрез слабоподзолистой почвы, где вынос ила минимальный - 1,3 кг. В иллювиальной части профиля всех разрезов происходит накопление ила от 2 до 5 кг на слой почвы 5 см, что абсолютно неравнозначно выносу его из вышележащей толщи.

Большинство исследователей подзолистых и близких к ним почв склоняются к мнению, что основным критерием распада ила (подзолообразование) или его однородности по профилю (лессивирование) является показатель молекулярного отношения SiO2 / R2Oз, хотя имеются и противоречия . В частности, С.В. Зонн и др. подчеркивают, что в условиях частой смены восстановительных и окислительных условий, что характерно для Приморья, происходит существенное изменение не легких, а именно крупных фракций гранулометрического состава почв, и особенно по содержанию железа, которое, высвобождаясь, переходит в сегрегированное состояние. И в этом, по мнению авторов, принципиальное отличие химизма буро-отбеленных почв от дерново-подзолистых.

Исходя из этих положений, мы сравнили молекулярные отношения SiO2 / R2Oз и AІ2Oз/Fe2Oз в «крупно-земе» и иле разрезов, взяв их величину в почвообразующей породе за 100%. Естественно, что величина менее 100% показывает на относительное накопление полуторных окислов в определенной части почвенного профиля, и, наоборот, величина более 100% - на их снижение. Полученные данные представлены в таблице 4.

Анализ данных таблицы 4 позволяет заметить, что если судить по отношению SiO2 / R2Oз илистой фракции, то существенных различий между горизонтами подзолистых почв явно не наблюдается (± 7%). В разрезах отбеленных почв эта тенденция сохраняется, но уровень расширения молекулярных отношений в горизонтах А1 и А2 достигает 15-25% в зависимости от степени отбеливания.

Величина отношения AІ2Oз/Fe2Oз в илистой фракции разреза слабоподзолистой почвы и сильноотбе-ленной реально стабильна по всем горизонтам и, напротив, существенно разнится с сильноподзолистой и

слабоотбеленной почвами. То есть, однозначного вывода о степени дифференциации ила в зависимости от выраженности основного процесса подзолообразования или отбеливания в рассматриваемых разрезах сделать нельзя.

Таблица 4

Анализ величины молекулярных отношений относительно почвообразующей породы

Дерново-подзолистые почвы Отбеленные почвы

сильно- слабо- сильно- слабо-

подзолистые подзолистые отбеленные отбеленные

Горизонт 3 О3 2 СИ /2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 СИ 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 с 3 О3 2 си 2 о с/э 3 О3 2 1_1_ /3 О3 <

Фракции «крупнозема» (> 0,001 мм)

А1 103 55 109 110 108 97 100 100

А2 104 64 126 110 115 87 112 105

В 97 64 138 160 101 87 80 103

С 100 100 100 120 100 100 100 100

Фракции «ила» (< 0,00" мм)

А1 110 131 107 94 126 104 124 120

А2 107 120 107 97 115 98 103 122

В 100 108 93 100 100 102 100 107

С 100 100 100 100 100 100 100 100

Несколько более выразительно отношение А12О3 / Рв20з в крупноземе проявляется в профиле сильноподзолистой почвы (-40;-45%) и отбелов -13%. В разрезах почв слабой выраженности преобладающего типа ЭПП это отношение имеет противоположную положительную тенденцию (+5;+10%), а максимальное отклонение от материнской породы (+60%) - в горизонте В слабоподзолистой почвы.

Таким образом, ни исходные данные вещественного состава, ни попытки их анализа с использованием различных расчетных показателей не выявили ясно выраженных различий как между подзолистыми и отбеленными типами почв, так и в зависимости от степени выраженности ведущего типа элементарного процесса почвообразования, в данном случае подзолообразования и лессиважа.

Очевидно, принципиальные различия в их проявлении обусловлены более динамичными процессами и явлениями, связанными с гумусообразованием, физико-химическим состоянием и окислительновосстановительными процессами.

Литература

1. Гаджиев И.М. Эволюция почв южной тайги Западной Сибири. - Новосибирск: Наука, 1982. - 278 с.

2. Зонн С.В. О бурых лесных и бурых псевдоподзолистых почвах Советского Союза // Генезис и геогра-

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

3. Зонн С.В., Нечаева Е.Г., Сапожников А.П. Процессы псевдооподзоливания и лессивирования в лесных почвах южного Приморья// Почвоведение. - 1969. - №7. - С.3-16.

4. Иванов Г.И. Почвообразование на юге Дальнего Востока. - М.: Наука, 1976. - 200 с.

5. Организация, состав и генезис дерново-палево-подзолистой почвы на покровных суглинках / В.А. Тар-гульян [и др]. - М., 1974. - 55 с.

6. Подзолистые почвы центральной и восточной частей европейской территории СССР (на суглинистых почвообразующих породах). - Л.: Наука, 1980. - 301 с.

7. Роде А.А. Почвообразовательные процессы и их изучение стационарным методом // Принципы организации и методы стационарного изучения почв. - М.: Наука, 1976. - С. 5-34.

8. Рубцова П.П., Руднева Е.Н. О некоторых свойствах бурых лесных почв предгорий Карпат и равнин Приамурья // Почвоведение. - 1967. - №9. - С. 71-79.

9. Синельников Э.П. Оптимизация свойств и режимов периодически переувлажняемых почв / ДВО ДОП РАН, Приморская ГСХА. - Уссурийск, 2000. - 296 с.

10. Синельников Э.П., Чеканникова Т.А. Сравнительный анализ баланса вещественного состава почв различной степени отбеленности равнинной части Приморского края // Вестн. КрасГАУ. - 2011. - №12 (63). - С.87-92.

УДК 631.4:551.4 Э.О. Макушкин

ДИАГНОСТИКА ПОЧВ ВЕРХОВЬЕВ ДЕЛЬТЫ р. СЕЛЕНГИ*

В статье представлена диагностика почв верховьев дельты р. Селенги на основе морфогенетических и физико-химических свойств почв.

Ключевые слова: дельта, почва, диагностика, морфология, реакция, содержание гумуса, тип, подтип.

E.O.Makushkin SOILS DIAGNOSTICS IN THE SELENGA RIVER DELTA UPPER REACHES

The soils diagnostics in the Selenga river delta upper reaches on the basis of soils morphogenetic, physical and chemical properties is presented in the article.

Key words: delta, soil, diagnostics, morphology, reaction, humus content, type, subtype.

Введение. Уникальность дельты р. Селенги состоит в том, что она является единственной в мире пресноводной дельтовой экосистемой площадью более 1 тыс. км2, включенной в список особо охраняемых природных объектов Рамсарской конвенции . Поэтому представляет интерес изучение ее экосистем, включая и почвенные.

Ранее нами, в свете новой классификации почв России , диагностировались почвы возвышенных участков притеррасной поймы и крупного острова (о-ва) Сенной в срединной части дельты , мелких и крупных о-вов периферической части дельты .

Цель. Провести классификационную диагностику почв верховьев дельты с учетом присутствия определенной контрастности в ландшафте и специфики влияния природно-климатических факторов на почвообразование.

Объекты и методы. Объектами исследований были аллювиальные почвы верховьев дельты р. Селенги. Ключевые участки были представлены в прирусловой и центральной пойме основного русла реки вблизи села (с.) Мурзино Кабанского района Республики Бурятия, а также на о-вах с местными названиями: Жилище (напротив с. Мурзино), Свинячий (800 м от с. Мурзино вверх по течению).

В работе использовались сравнительно-географические, физико-химические и морфогенетические методы . Классификационное положение почв приводится согласно . В методологическом аспекте, учитывая требования , в работе акцентировано внимание, в первую очередь, на морфогенетические и физико-химические свойства верхних гумусовых горизонтов. Нумерацию погребенных горизонтов осуществляли, начиная снизу почвенного профиля, римскими прописными цифрами, как это принято при изучении почвообразования в поймах рек .

Результаты и обсуждение. Около с. Мурзино был заложен ряд почвенных разрезов. Первые три почвенных разреза заложены по трансекту на участках от низинной фации перед искусственной дамбой, непосредственно около села по направлению к основному левому руслу реки Селенги, образовавшемуся в

В предыдущих главах речь шла об отражении геологических структур в рельефе и о влиянии на рельеф различных типов текто­нических движений, безотносительно ко времени проявления этих движений.

В настоящее время установлено, что главная роль в формирова­нии основных черт современного рельефа эндогенного происхождения принадлежит так называемым новейшим тектоническим

Рис. 12. Схема новейших (неоген-четвертичных) тектонических движений на территории СССР (по Н. И. Николаеву, значительно упрощена): / - области весьма слабо выраженных положительных движений; 2-области слабо выраженных линейных положительных движений; 3 - области интенсивных сводовых поднятия; 4 - области слабо выраженных линейных поднятий и опусканий; 5 - области интенсивных линейных поднятий с большими (о) и значительными (б) градиентами вертикальных движений; 6 - области намечающихся (а) и преобладающих (б) опуска­ний; 7-граница областей сильных землетрясений (7 баллов и более); в -граница проявления неоген-четвертичного вулканизма; 9 - граница распространения действующих

дви­жениям, под которыми большинство исследователей понимают движения, имевшие место в неоген-четвертичное время. Об этом достаточно убедительно свидетельствует, например, сопоставление гипсометрической карты СССР и карты новейших тектонических движений (рис. 12). Так, областям со слабовыраженными вертикаль­ными положительными тектоническими движениями в рельефе со­ответствуют равнины, невысокие плато и плоскогорья с тонким чехлом четвертичных отложений: Восточно-Европейская равнина, значительная часть Западно-Сибирской низменности, плато Устюрт, Среднесибирское плоскогорье.

Областям интенсивных тектонических погружений, как правило, соответствуют низменности с мощной толщей осадков неоген-чет­вертичного возраста: Прикаспийская низменность, значительная часть Туранской низменности, Северо-Сибирская низменность, Ко­лымская низменность и др. Областям интенсивных, преимущест­венно положительных тектонических движений соответствуют горы: Кавказ, Памир, Тянь-Шань, горы Прибайкалья и Забайкалья и др.

Следовательно, рельефообразующая роль новейших тектониче­ских движений проявилась прежде всего в деформации топографи­ческой поверхности, в создании положительных и отрицательных форм рельефа разного порядка. Через дифференциацию топографи­ческой поверхности новейшие тектонические движения контроли­руют расположение на поверхности Земли областей сноса и акку­муляции и, как следствие этого, областей с преобладанием денуда­ционного (выработанного) и аккумулятивного рельефа. Скорость, амплитуда и контрастность новейших движений существенным образом влияют на интенсивность проявления экзогенных процес­сов и также находят отражение в морфологии и морфометрии рельефа.

Выражение в современном рельефе структур, созданных неотек­тоническими движениями, зависит от типа и характера неотектони­ческих движений, литологии деформируемых толщ и конкретных физико-географических условий. Одни структуры находят прямое отражение в рельефе, на месте других формируется обращенный рельеф, на месте третьих - различные типы переходных форм от прямого рельефа к обращенному. Разнообразие соотношений меж­ду рельефом и геологическими структурами особенно характерно для мелких структур. Крупные структуры, как правило, находят прямое выражение в рельефе.

Формы рельефа, обязанные своим происхождением неотектони­ческим структурам, получили название морфоструктур. В настоящее время нет единого толкования термина «морфоструктура» ни в отношении масштаба форм, ни в отношении характера соответст­вия между структурой и ее выражением в рельефе. Одни исследо­ватели понимают под морфоструктурами и прямой, и обращенный, и любой иной рельеф, возникший на месте геологической структу­ры, другие - только прямой рельеф. Точка зрения последних, по­жалуй, более правильна. Морфоструктурами мы будем называть формы рельефа разного масштаба, морфологический облик кото­рых в значительной степени соответствует типам создавших их геологических структур.

Данные, которыми располагают в настоящее время геология и геоморфология, свидетельствуют о том, что земная кора испыты­вает деформации практически всюду и разного характера: и коле­бательные, и складкообразовательные, и разрывообразовательные. Так, например, в настоящее время поднятие испытывают террито­рия Фенноскандии и значительная часть территории Северной Америки, примыкающей к Гудзонову заливу. Скорости поднятий этих территорий весьма значительны. В Фенноскандии они состав­ляют 10 мм в год (метки уровня моря, сделанные в XVIII в. на бе­регах Ботнического залива, приподняты над современным уровнем на 1,5-2,0 м).

Берега Северного Моря в пределах Голландии и соседних с нею областей опускаются, вынуждая жителей строить плотины для защиты территории от наступания моря.

Интенсивные тектонические движения испытывают области аль­пийской складчатости и современных геосинклинальных поясов. По имеющимся данным, Альпы за неоген-четвертичное время под­нялись на 3-4 км, Кавказ и Гималаи только за четвертичное вре­мя поднялись на 2-3 км, а Памир на 5 км. На фоне поднятий отдельные участки в пределах областей альпийской складчатости испытывают интенсивные погружения. Так, на фоне поднятия Большого и Малого Кавказа заключенная между ними Куро-Араксинская низменность испытывает интенсивное погружение. Свиде­тельством существующих здесь разнонаправленных движений слу­жит положение береговых линий древних морей, предшественни­ков современного Каспийского моря. Прибрежные осадки одного из таких морей - позднебакинского, уровень которого располагал­ся на абсолютной высоте 10--12 м, в настоящее время прослежи­ваются в пределах юго-восточной периклинали Большого Кавказа и на склонах Талышских гор на абсолютных отметках +200- 300 м, а в пределах Куро-Араксинской низменности вскрыты сква­жинами на абсолютных отметках минус 250-300 м. Интенсивные тектонические движения наблюдаются в пределах срединно-океанических хребтов.

О проявлении неотектонических движений можно судить по мно­гочисленным и весьма разнообразным геоморфологическим при­знакам. Приведем некоторые из них: а) наличие морских и речных террас, образование которых не связано с воздействием изменения, климата; б) деформации морских и речных террас и древних по­верхностей денудационного выравнивания; в) глубоко погружен­ные или высоко приподнятые над уровнем моря коралловые рифы; г) затопленные морские береговые формы и некоторые подводные карстовые источники, положение которых нельзя

объяснить эвстатическими колебаниями 1 уровня Мирового океана или другими причинами;

д) антецедентные долины, образующиеся в результате пропиливания рекой возникающего на ее пути тектонического по­вышения - антиклинальной складки или блока (рис. 13),

О проявлении неотектонических движений можно судить и по ряду косвенных признаков. Чутко реагируют на них флювиальные формы рельефа. Так, участки, испытывающие тектонические под­нятия, обычно характеризуются увеличением густоты и глубины

эрозионного расчленения по сравнению с территориями, стабиль­ными в тектоническом отношении или испытывающими погруже­ние. Меняется на таких участках и морфологический облик эро­зионных форм: долины обычно становятся уже, склоны круче, на­блюдаются изменение продольного профиля рек и резкие измене­ния направления их течения в плане, не объяснимые другими при­чинами, и т. д. Таким образом, существует тесная связь между характе­ром и интенсивностью новей­ших тектонических движений и морфологией рельефа. Эта связь позволяет широко ис­пользовать геоморфологиче­ские методы при изучении не­отектонических движений и геологической структуры зем­ной коры.

1 Эвстатические колебания - медленные изменения уровня Мирового океана, происходящие одновременно и с одинаковым знаком на всей площади океана за счет возрастания или сокращения поступления воды в океан.

Кроме новейших тектониче­ских движений, различают так называемые современные дви­жения, под которыми, согласно

В. Е. Хаину, понимают движе­ния, проявившиеся в историче­ское время и проявляющиеся сейчас. О существовании таких движений свидетельствуют многие историко-археологические дан­ные, а также данные повторных нивелировок. Отмеченные в ряде случаев большие скорости этих движений диктуют настоятельную необходимость их учета при строительстве долговременных соору­жений - каналов, нефте- и газопроводов, железных дорог и др.

ГЛАВА 6. МАГМАТИЗМ И РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Магматизм играет важную и весьма разнообразную роль в рельефообразовании. Это относится и к интрузивному и к эффузивному маг­матизму. Формы рельефа, связанные с интрузивным магматизмом, могут быть как результатом непосредственного влияния магматиче­ских тел (батолитов, лакколитов и др.), так и следствием препарировки интрузивных магматических пород, которые, как уже упоми­налось, нередко являются более стойкими к воздействию внешних сил, чем вмещающие их осадочные породы.

Батолиты чаще всего приурочены к осевым частям антиклинориев. Они образуют крупные положительные формы рельефа, по­верхность которых осложнена более мелкими формами, обязанными своим возникновением воздействию тех или иных экзогенных аген­тов в зависимости от конкретных физико-географических условий.

Примерами довольно крупных гранитных батолитов на территории СССР могут служить массив в западной части Зеравшанского хреб­та в Средней Азии (рис. 14), крупный массив в Конгуро-Алагезском хребте в Закавказье.

Лакколиты встречаются в одиночку или группами и часто выра­жаются в рельефе положительными формами в виде куполов «ли «караваев». Хорошо известны лакколиты Северного Кавказа

Рис. 15. Лакколиты Минеральных Вод, Северный Кавказ (рис. Н. П. Костенко)

(рис. 15) в районе г. Минеральные Воды: горы Бештау, Лысая, Же­лезная, Змеиная и др. Типичные, хорошо выраженные в рельефе лакколиты известны также в Крыму (горы Аю-Даг, Кастель).

От лакколитов и других интрузивных тел нередко отходят жилоподобные ответвления, называемые апофизами. Они секут вмещаю­щие породы в разных направлениях. Отпрепарированные апофизы на земной поверхности образуют узкие, вертикальные или крутопа­дающие тела, напоминающие разрушающиеся стены (рис. 16,5-Б). Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней, аналогичных структурным ступеням, образующимся в результате избирательной денудации в осадочных породах (рис. 16, Л-Л). Отпрепарированные пластовые интрузии широко распространены в пределах Среднесибирского плоскогорья, где они связаны с внед­рением пород трапповой формации 1 .

Магматические тела усложняют складчатые структуры и их отражение в рельефе. Четкое отражение в рельефе находят образования, связанные с деятельностью эффузивного магматизма, или вулканизма, который создает совершенно своеобразный рельеф. Вулканизм - объект исследования специальной геологической науки - вулканологии, но ряд аспектов проявления вулканизма имеет непосредственное значение для геоморфологии.

В зависимости от характера выводных отверстий различают из­вержения площадные, линейные и центральные. Площадные извер­жения привели к образованию обширных по площади лавовых, плато. Наиболее известные из них - лавовые плато Британской Ко­лумбии и Декана (Индия).

Рис. 16. Отпрепарированные интру­зивные тела: А -А - пластован ин­трузия (силл); Б -Б секущая жила (дайка)

Швед, troppar - ступени лестницы.

Сплошным покровом обширные прост­ранства земной поверхности излившиеся массы могут покрывать и при трещинном вулканизме.

В современную геологическую эпоху наиболее распространенным видом вулканической деятельности является центральный тип из­вержений, при котором магма поступает из недр к поверхности к определенным «точкам», обычно располагающимся на пересечении двух или нескольких разломов. Поступление магмы происходит по узкому питающему каналу. Продукты извержения отлагаются периклинально (т. е. с падением во все стороны) относительно вы­хода питающего канала на поверхность. Поэтому обычно над цент­ром извержения возвышается более или менее значительная акку­мулятивная форма-собственно вулкан (рис. 17).

В вулканическом процессе почти всегда можно различить две стадии - эксплозивную, или взрывную, и эруптивную, или стадию выброса и накопления вулканических продуктов. Каналообразный путь на поверхность пробивается в первой стадии. Выход лавы на поверхность сопровождается взрывом. В результате верхняя часть канала воронкообразно расширяется, образуя отрицательную фор­му рельефа - кратер. Последующее излияние лавы и накопление пирокластического материала происходит по периферии этой от­рицательной формы. В зависимости от стадии деятельности вулкана, а также характера накопления продуктов извержения выделя­ют несколько морфогенетических типов вулканов: маары, экструзивные купола, щитовые вулканы, стратовулканы.

Маар - отрицательная форма рельефа, обычно воронкообраз­ная или цилиндрическая, образующаяся в результате вулканиче­ского взрыва. По краям такого углубления почти нет никаких вул­канических накоплений. Все известные в настоящее время маары - не действующие, реликтовые образования. Большое число мааров описано в области Эйфель в ФРГ, в Центральном массиве во Франции. Большинство мааров в условиях влажного климата заполняется водой и превращается в озера. Размеры мааров -от 200 м до 3,5 км в поперечнике при глубине от 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканические конусы. Хорошо видны кратеры и барранкосы на склонах

1 Пирокластический материал - общее название обломочного материала, об­разующегося при извержении вулканов.

Кратеры взрыва, у которых в результате длительной денудации уничтожена поверхностная часть вулканического аппарата, назы­вают трубками взрыва. Древние трубки взрыва в ряде случаев ока­зываются заполненными ультраосновной магматической породой - кимберлитом. Кимберлит - алмазоносная порода, и подавляющее большинство месторождений алмазов (в Южной Африке, в Брази­лии, в Якутии) связано с кимберлитовыми трубками.

Морфология аккумулятивных вулканических образований в большой мере зависит от состава эффузивных продуктов.

Экструзивные купола - вулканы, образующиеся.при поступле­нии на поверхность кислой лавы, например, липаритового состава. Такая лава из-за быстрого остывания и высокой вязкости неспособ­на растекаться и давать лавовые потоки. Она нагромождается непосредственно над жерлом вулкана и, быстро покрываясь шлаковойкоркой, принимает форму купола с характерной концентрической
структурой. Размеры таких куполов - До нескольких километров в поперечнике и не более 500 м в высоту. Экструзивные купола из­вестны в Центральном Французском массиве, в Армении и других местах.

Щитовые вулканы образуются при извержении центрального ти­па в тех случаях, когда извергается жидкая и подвижная базальто­вая лава, способная растекаться на большие расстояния от центра извержения. Накладываясь друг на друга, потоки лавы формируют вулкан с относительно пологими склонами - порядка 6-8 граду­сов, редко больше. В некоторых случаях вокруг кратера образуется лишь узкий кольцевой вал с более крутыми склонами. Возникнове­ние таких валов связывают с лавовыми фонтанами, которые набра­сывают шлак на край кратера.

Щитовые вулканы очень характерны для вулканического ланд­шафта Исландии. Они здесь небольших размеров, потухшие. При­мером щитового вулкана может служить гора Дингья. Основание ее около 6 км в поперечнике, относительная высота - порядка 500 м, поперечник кратера - около 500 м. Для геологического разреза вулкана характерна слоистость, обусловленная многократностью излияний лавы.

Другой областью, для которой щитовые вулканы особенно ха­рактерны, являются Гавайи. Гавайские вулканы гораздо крупнее исландских. Самый крупный из Гавайских островов - о. Гавайи - состоит из трех вулканов (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа и Килауэа) щи­тового типа. Из них Мауна-Лоа поднимается над уровнем моря на 4170 м. Несмотря на столь громадные размеры, склоны этих гор очень пологие. У основания вулканов уклон поверхности не превы­шает 3°, выше постепенно нарастает до 10°, ас высоты 3 км вновь сильно уменьшается. Вершины вулканов имеют вид лавового плато, посредине которого располагается гигантский кратер, имеющий вид лавового озера.

Наряду с вулканами, выбрасывающими только жидкую лаву, есть такие, которые извергают только твердый обломочный мате­риал - пепел, песок, вулканические бомбы, лапилли. Это так на­зываемые шлаковые вулканы. Они образуются при условии, если лава перенасыщена газами и ее выделение сопровождается взрыва­ми, во время которых лава распыляется, ее брызги быстро отверде­вают. В отличие от лавовых конусов крутизна склонов шлаковых вулканов до 45°, т. е. близка к крутизне естественного откоса. Склоны тем круче, чем грубее материал, который их слагает.

Шлаковые конусы многочисленны в Армении. Большинство их здесь приурочено к склонам более крупных стратовулканов, мелкие формы нередко образуются прямо на лавовых потоках. Рост таких конусов может происходить очень быстро. Так, шлаковый конус Монте-Нуова (Италия, окрестности Неаполя) возник в тече­ние нескольких дней буквально на ровном месте и в настоящее время представляет собой холм высотой до 140 м. Самые крупные вулканические постройки - стратовулканы. В строении стратовулканов участвуют как слои лав, так и слои пирокластического материала. Многие стратовулканы имеют почти пра­вильную коническую форму: Фудзияма в Японии, Ключевская и Кроноцкая солки на Камчатке, Попокатепетль в Мексике и др. (см. рис. 17). Среди этих образований нередки горы высотой 3- 4 км. Некоторые вулканы достигают 6 км. Многие стратовулканы несут на своих вершинах вечные снега и ледники.

У многих потухших или временно недействующих вулканов кратеры заняты озерами.

У многих вулканов имеются так называемые кальдеры. Это очень крупные, в настоящее время недействующие кратеры, причем современные кратеры нередко располагаются внутри кальдеры. Из­вестны кальдеры до 30 км в поперечнике. На дне кальдер рельеф относительно ровный, борта кальдер, обращенные к центру извер­жения, всегда очень крутые. Образование кальдер связано с раз­рушением жерла вулкана сильными взрывами. В некоторых случаях кальдера имеет провальное происхождение. У потухших вулканов расширение кальдеры может быть связано также с деятельностью экзогенных агентов.

Своеобразный рельеф образуют жидкие продукты извержения вулканов. Лава, излившаяся из центрального или боковых кратеров, стекает по склонам в виде потоков. Как уже говорилось, текучесть лавы определяется ее составом. Очень густая и вязкая лава успе­вает застыть и потерять.подвижность еще в верхней части склона. При очень большой вязкости она может затвердеть в жерле, обра­зовав гигантский «лавовый столб» или «лавовый палец», как это было, например, при извержении вулкана Пеле на Мартинике в 1902 г. Обычно лавовый поток имеет вид сплюснутого вала, про­тягивающегося вниз по склону, с очень четко выраженным вздутием у своего окончания. Базальтовые лавы могут давать длинные пото­ки, которые распространяются на многие километры и даже десятки километров и прекращают свое движение на прилегающей к вул­кану равнине или плато, или же в пределах плоского дна кальдеры. Базальтовые потоки длиной в 60-70 км не редкость на Гавайских островах и в Исландии.

Значительно менее развиты лавовые потоки липаритового или андезитового состава. Их длина редко превышает несколько кило­метров. Вообще для вулканов, выбрасывающих продукты кислого или среднего состава, гораздо большую часть по объему составляет пирокластический, а не лавовый материал.

Застывая, лавовый поток сначала покрывается коркой шлака. В случае прорыва корки в каком-либо месте неостывшая часть лавы вытекает из-под корки. В результате образуется полость - лавовый грот, или лавовая пещера. При обрушении свода пещеры он пре­вращается в отрицательную поверхностную форму рельефа - лаво­вый желоб. Желоба очень характерны для вулканических ландшаф­тов Камчатки.

Поверхность застывшего потока приобретает своеобразный мик­рорельеф. Наиболее распространены два типа микрорельефа по­верхности лавовых потоков: а) глыбовый микрорельеф и б) кишко­образная лава. Глыбовые лавовые потоки представляют собой хао­тическое нагромождение угловатых или оплавленных глыб с многочисленными провалами и гротами. Такие глыбовые формы возникают при высоком содержании газов в составе лав и при срав­нительно низкой температуре потока. Кишкообразные лавы отлича­ются причудливым сочетанием застывших волн, извилистых скла­док, в целом действительно напоминающих «груды гигантских ки­шок или связки скрученных канатов» (И. С. Щукин). Образование такого микрорельефа характерно для лав с высокой температурой и с относительно малым содержанием летучих компонентов.

Выделение газов из лавового потока может носить характер взрыва. В этих случаях на поверхности потока происходит нагро­мождение шлака в виде конуса. Такие формы получили название горнито. Иногда они имеют вид столбов высотой до нескольких метров. При более спокойном и длительном выделении газов и» трещин в шлаке образуются так называемые фумаролы. Ряд про­дуктов выделения фумарол в атмосферных условиях конденсиру­ется, и вокруг места выхода газов образуются кратерообразные воз­вышения, сложенные продуктами конденсации.

При трещинных и площадных излияниях лав обширные прост­ранства оказываются как бы заполненными лавой. Классической страной трещинных извержений является Исландия. Здесь подав­ляющая часть вулканов и лавовых потоков приурочена к депрессии, рассекающей остров с юго-запада «а северо-восток (так называе­мый Большой грабен Исландии). Здесь можно видеть лавовые по­кровы, вытянутые вдоль разломов, а также зияющие трещины, еще не совсем заполненные лавами. Трещинный вулканизм характерен также для Армянского нагорья. Сравнительно недавно трещинные извержения имели место на Северном острове Новой Зеландии.

Объем потоков лав, излившихся из трещин в Большом грабене Исландии, достигают 10-12 куб. км. Грандиозные площадные из­лияния происходили в недавнем прошлом в Британской Колумбии, на плато Декан, в Южной Патагонии. Слившиеся разновозрастные лавовые потоки образуют здесь сплошные плато площадью до нескольких десятков и сотен тысяч квадратных километров. Так лавовое плато Колумбии имеет площадь более 500 тыс. квадратных километров, а мощность слагающих его лав достигает 1100-

1800 м. Лавы заполнили все отрицательные формы предшествую­щего рельефа, обусловив почти идеальное его выравнивание. В на­стоящее время высота плато от 400 до 1800 м. В его поверхность глубоко врезаются долины многочисленных рек. На самых молодых лавовых покровах здесь сохранились глыбовый микрорельеф, шла­ковые конусы, лавовые пещеры и желоба.

При подводных вулканических извержениях поверхность излив­шихся магматических потоков быстро остывает. Значительное гид­ростатическое давление водной толщи препятствует взрывным про­цессам. В результате формируется своеобразный микрорельеф ша­рообразных, или подушечных, лав.

Излияния лавы не только образуют специфические формы рель­ефа, но могут существенным образом влиять на уже существующий рельеф. Так, лавовые потоки могут повлиять на речную сеть, выз­вать ее перестройку. Перегораживая речные долины, они способст­вуют катастрофическим наводнениям или иссушению местности; потере ею водотоков. Проникая к берегу моря и застывая здесь, ла­вовые потоки изменяют очертания береговой линии, образуют осо­бый морфологический тип морских побережий.

Излияния лав и выброс пирокластического материала неизбеж­но вызывает образование дефицита масс в недрах Земли. Послед­нее обусловливает быстрые опускания участков земной поверхно­сти. В отдельных случаях началу извержения предшествует замет­ное поднятие местности. Так, например, перед извержением вулкана Усу на острове Хоккайдо образовался крупный разлом, вдоль ко­торого участок поверхности площадью около 3 км 2 за три месяца поднялся на 155 м, а после извержения произошло его опускание на 95 м.

Говоря о рельефообразующей роли эффузивного магматизма, следует отметить, что при вулканических извержениях могут про­исходить внезапные и очень быстро протекающие изменения рель­ефа и общего состояния окружающей местности. Особенно велики такие изменения при извержениях эксплозивного типа. Например, при извержении вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., носившем характер серии взрывов, произошло разрушение большей части острова, и на этом месте образовались глубины моря до 270 м. Взрыв вулкана вызвал образование гигантской волны - цу­нами, которая обрушилась на берега Явы и Суматры. Она нанесла огромный вред прибрежным районам островов, приведя к гибели десятков тысяч жителей. Другой пример такого рода - извержение вулкана Катмай на Аляске в 1912 г. До извержения вулкан Кат-май имел вид правильного конуса высотой 2286 м. Во время извер­жения вся верхняя часть конуса была разрушена взрывами и обра­зовалась кальдера до 4 км в поперечнике и до 1100 м глубиной.

Вулканический рельеф подвергается в дальнейшем воздействию экзогенных процессов, приводящему к формированию своеобразных вулканических ландшафтов.

Как известно, кратеры и вершинные части многих крупных вул­канов являются центрами горного оледенения. Поскольку образующиеся здесь ледниковые формы рельефа не имеют каких-либо прин­ципиальных особенностей, они специально не рассматриваются. Флювиальные формы вулканических районов имеют свою специ­фику. Талые воды, грязевые потоки, образующиеся нередко при вулканических извержениях, атмосферные воды существенно воз­действуют на склоны вулканов, в особенности на те, в строении ко­торых главная роль принадлежит пирокластическому материалу. При этом образуется радиальная система овражной сети - так на­зываемые барранкосы. Это глубокие эрозионные борозды, расходя­щиеся как бы по радиусам от вершины вулкана (см- рис. 17).

Барранкосы следует отличать от борозд, пропаханных в рыхлом покрове пепла и лапиллей крупными глыбами, выброшенными при извержении. Такие образования нередко называют шаррами. Шарры, как исходные линейные понижения, могут быть преобразованы затем в эрозионные борозды. Существует мнение, что значительная часть барранкосов заложена по бывшим шаррам.

Общий рисунок речной сети в вулканических районах также за­частую имеет радиальный характер. Другими отличительными осо­бенностями речных долин в вулканических районах являются водо­пады и пороги, образующиеся в результате пересечения реками за­стывших лавовых потоков или траппов, а также плотинные озера или озеровидные расширения долин на месте спущенных озер, воз­никающих при перегораживании реки лавовым потоком. В местах скопления пепла, а также на лавовых покровах вследствие высокой водопроницаемости пород на обширных пространствах могут вооб­ще отсутствовать какие-либо водотоки. Такие участки имеют облик каменистых пустынь.

Для многих вулканических областей характерны выходы напор­ных горячих вод, называемых гейзерами. Горячие глубинные воды содержат много растворенных веществ, выпадающих в осадок при охлаждении вод. Поэтому места выходов горячих источников бы­вают окружены натечными, зачастую причудливой формы терраса­ми. Широко известны гейзеры и сопровождающие их террасы в Йелоустонском парке в США, на Камчатке (Долина гейзеров), в Новой Зеландии, в Исландии.

В вулканических областях встречаются также специфические формы выветривания и денудационной препарировки. Так, напри­мер, мощные базальтовые покровы или потоки базальтовой, реже андезитовой, лавы при остывании и под воздействием атмосферных агентов, разбиваются трещинами на столбчатые отдельности. Не­редко отдельности представляют собой многогранные столбы, ко­торые очень эффектно выглядят в обнажениях. Выходы трещин на поверхность лавового покрова образуют характерный полигональ­ный микрорельеф. Такие пространства лавовых выходов, разбитые системой полигонов - шестиугольников или пятиугольников, полу­чили название «мостовых гигантов».

При продолжительной денудации вулканического рельефа в первую очередь разрушаются накопления пирокластического материа­ла. Более стойкие лавовые и другие магматические образования

подвергаются препарировке экзогенными агентами. Характерными формами препарировки являются упоминавшиеся выше дайки, а также некки (отпрепарированные лавовые пробки, застывшие в жерле вулкана).

Глубокое эрозионное расчленение и склоновая денудация мо­гут привести к разделению лавового плато на отдельные платообразные возвышенности, иной раз далеко отстоящие друг от друга. Такие останцовые формы получили название мез (в единственном числе - меза).

Рис. 18. Инверсия рельефа в вулканическом ландшафте. На заднем пла­не первичное положение потока лавы в долине; передний план - тот же лавовый поток отпрепарированный (по Дэвису)

В результате длительной денудации в вулканических районах могут возникать и инверсионные формы рельефа. Так, лавовые по­токи, занимавшие первоначально понижения рельефа (долины), могут образовать продолговатую столовую возвышенность, подни­мающуюся над окружающей местностью благодаря защитной роли бронирующего слоя лавы (рис. 18).

Вулканический рельеф широко распространен «а поверхности Земли. До недавнего времени, говоря о географии вулканов, обыч­но имели в виду вулканы суши. Исследования последних десятиле­тий показали, что в океанах вулканических форм не меньше, а, по-видимому, даже значительно больше, чем на материках. Только в Тихом океане насчитывается не менее 3 тыс. подводных вулканов.

Подавляющая часть новейших и современных вулканов суши приурочена к совершенно определенным зонам. Одна из таких зон имеет в основном меридиональное направление и протягивается вдоль западных побережий обеих Америк. Другая хорошо изучен­ная зона вулканических районов имеет широтное простирание. Она охватывает районы, прилегающие к Средиземному морю и тянется далее на восток, где пересекается в районе Индонезии с третьей вул­канической зоной, соответствующей западной окраине Тихого океа­на. В пределах третьей зоны большинство действующих вулканов приурочено к островным дугам - гирляндам островов, обрамляющим окраины Тихого океана, прилегающим к Азии и Австралии. Вблизи островов известно и много подводных вулканов.

Сравнительно небольшое число вулканов приурочено к зонам разломов, рассекающих такие древние материковые платформы, как Африканская.

В океане многие вулканы образуют острова, расположенные вдалеке от материков. Из океанических вулканических островов, можно назвать Гавайи, Азорские острова, Реюньон, Тристан-да-Кунья и многие другие. Особую вулканическую область представ­ляет Исландия. На первый взгляд, распределение таких вулканов: кажется незакономерным, спорадическим. Однако в распростране­нии и этих вулканов имеется достаточно четкая закономерность. Она станет ясной после того, как будут рассмотрены основные чер­ты морфологии планетарных форм рельефа.

Исследователи рельефа и геологического строения дна океанов единодушно отмечают, что часто встречающиеся здесь плосковер­шинные подводные горы гайоты представляют собой подводные вул­каны, вершины которых при более низком относительном положении уровня моря были срезаны абразией. Как показывают данные буре­ния и геофизических работ, коренные основания океанических ко­ралловых островов также имеют вулканическое происхождение. Широко распространенный холмистый рельеф дна океана в основ­ном, как полагают, создан вулканическими извержениями. Все это свидетельствует об особенно широком развитии вулканических процессов именно в пределах Мирового океана.

ГЛАВА 7. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ КАК ФАКТОР ЭНДОГЕННОГО РЕЛЬЕФООБРАЗОВАНИЯ

Подобно другим эндогенным факторам, землетрясения имеют за­метное рельефообразующее значение. Геоморфологическая роль землетрясений выражается в образовании трещин, в смещении бло­ков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонтальном направлениях, иногда в складчатых деформациях.

Известно, например, что при Ашхабадском землетрясении в 1948 г. на поверхности земли в результате сильных подземных толчков возникло множество трещин разной величины. Некоторые из них тянулись на многие сотни метров, пересекая холмы и доли­ны, вне видимой связи с существующим рельефом. По ним произошло перемещение масс в вертикальном направлении с амплитудой иногда до 1 м. Во время Беловодского землетрясения в 1885 г. (Кир­гизия) в результате вертикального смещения по трещинам блоков земной коры образовались уступы высотой до 2,5 м. При землетрясе­нии в Португалии (1775) набережная г. Лиссабона мгновенно ушла под воду и на ее месте глубина залива достигла 200 м. Во время землетрясения в Японии (1923) одна часть залива Сагами (к югу от г. Токио) площадью около 150 км 2 быстро поднялась на 200- 250 м, а другая опустилась на 150-200 м.

Нередко в результате землетрясений образуются структуры типа грабенов, соответственно выраженных в рельефе в виде отрицатель­ных форм. Так, во время Гоби-Алтайского землетрясения (1957) в эпицентральной зоне образовался грабен шириной 800 м, длиной 2,7 км, с амплитудой перемещения по трещинам до 4 м. Возникший при этом землетрясении уступ протянулся более чем на 500 км, а ширина зияющих трещин достигла 20, а местами и 60 м. В резуль­тате землетрясения в Прибайкалье в 1862 г. значительный участок Кударинской степи (в северо-восточной части дельты Селенги) пло­щадью около 260 км 2 опустился, и на этом месте образовался за­лив Провал глубиной до 8 м.

Иногда при землетрясениях могут возникать специфические по­ложительные формы рельефа. Так, во время землетрясения на се­вере Мексики (1887) между двумя сбросами образовались холмики высотой до 7 м, а во время Ассамского землетрясения в Индии в море выдвинулся ряд островов, один из которых имел длину 150 м при ширине 25 м. В некоторых случаях по трещинам, образовав­шимся при землетрясениях, поднималась вода, выносившая на по­верхность песок и глину. В результате возникали небольшие насып­ные конусы высотой 1-1,5 м, напоминающие миниатюрные грязе­вые вулканы. Иногда при землетрясениях образуются деформации типа складчатых нарушений. Так, во время землетрясения в Японии в 1891 г. <на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

В связи с тем, что многие формы рельефа, возникающие при зем­летрясениях, имеют сравнительно небольшие размеры, они доволь­но быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов.

Не менее, а может быть и более важную рельефообразующую роль играют некоторые процессы, вызываемые землетрясениями и сопутствующие им. При землетрясениях в результате сильных под­земных толчков «а крутых склонах гор, берегах рек и морей воз­никают и активизируются обвалы, осыпи, осовы, а в сильно увлаж­ненных породах - оползни и оплывины. Так, во время Хаитского землетрясения в Таджикистане (1949) произошли крупные обвалы и осыпи, а селение Хаит оказалось почти полностью погребенным под оплывиной, мощность которой достигала нескольких десятков метров. Грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 1911 г. Обвалившаяся масса перегородила долину р. Мургаб, образовав плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Предполагают, что таково же происхождение огромной пло­тины в верховьях долины р. Баксан на Кавказе. Часто при земле­трясениях на крутых склонах гор приходит в движение весь нако­пившийся на них рыхлый материал, формирующий у подножья мощные осыпные шлейфы.

В результате Алма-Атинского землетрясения в 1911 г. на север­ном склоне Заилийского Алатау оползневые и оплывные тела за­няли площадь более 400 км 2 .

Рыхлый материал, накопившийся у подножья склонов гор, в до­линах рек и временных водотоков в результате описанных выше процессов, может служить источником для возникновения селей. Устремляясь вниз по долинам, сели производят огромную разруши­тельную работу, а при выходе из гор формируют обширные по пло­щади конусы выноса.

Оползни, обвалы, перемещения блоков земной коры по разры­вам вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появля­ются новые, исчезают старые источники. Во время Андижанского землетрясения (1902) в долине р. Карадарья образовались грязе­вые вулканы.

Определенную рельефообразующую роль играют и те землетря­сения, очаги которых располагаются в море, или, как их иногда на­зывают,- моретрясения. Под их воздействием происходит пере­мещение огромных масс рыхлых, насыщенных водой донных отло­жений даже на пологих склонах морского дна.

Моретрясения в ряде случаев вызывают образование гигантских морских волн - цунами, которые, обрушиваясь на берег, не только причиняют огромные разрушения населенным пунктам и сооруже­ниям, созданным человеком, но и оказывают местами существенное влияние на морфологию морских побережий.

Подобно вулканам, землетрясения на поверхности земного шара распределены неравномерно: в одних районах они происходят часто и достигают большой силы, в других они редки и слабы. Высокой сейсмичностью характеризуются средиземноморский пояс складча­тых сооружений от Гибралтара до Малайского архипелага и пери­ферические части Тихого океана. Значительной сейсмичностью от­личаются срединно-океанические хребты, область великих озер Вос­точной Африки и некоторые другие территории.

Если сравнить карты географии вулканов и землетрясений, то легко убедиться, что землетрясения приурочены к тем же областям, в которых сосредоточена большая часть действующих и потухших вулканов. Разумеется, это не простое географическое совпадение, а результат единства проявлений внутренних сил Земли. Это един­ство выявляется еще более четко при сопоставлении карты распро­странения вулканов и землетрясений с картой новейших тектони­ческих движений. Сопоставление дает основание прийти к за­ключению, что и вулканы, и землетрясения приурочены к областям наиболее интенсивных новейших тектонических движений.

ГЛАВА 8. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ И ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Выше были рассмотрены некоторые формы мега-, макро- и мезо­рельефа, образование которых обусловлено деятельностью эндогенных процессов (см. гл. 5, 6, 7). Самые крупные формы рельефа - планетарные - также обязаны своим происхождением внутренним

силам Земли, лежащим в основе образования различных типов зем­ной коры.

Данные геофизики, и в частности глубинного сейсмического зондирования, свидетельствуют о том, что земная кора под матери­ками и океаническими впадинами имеет неодинаковое строение, поэтому различают материковый и океанический типы земной коры (рис. 19).

Кора материкового типа характеризуется большой мощностью - в среднем 35 км, местами - до 75 км. Она состоит из трех «слоев».

Сверху залегает осадочный слой, образованный из осадочных пород различного состава, возраста, генезиса и степени дислоцированности. Мощность его изменяется от нуля до 15 км. Ниже залегает гра­нитный слой, состоящий главным образом из кислых пород, близких по составу к граниту. Наибольшая мощность гранитного слоя отме­чается под молодыми высокими горами, где она достигает 50 км. В пределах равнинных участков материков мощность гранитного слоя падает до 10 км.

Под гранитным слоем залегает базальтовый слой, получивший свое название также условно: сейсмические волны проходят через него с такими же скоростями, с которыми в экспериментальных ус­ловиях они проходят через базальты и близкие к ним породы. Ис­тинный состав базальтового слоя в пределах материков до сих пор остается неизвестным. Мощность его в пределах горных стран достигает 15 км, а в пределах выровненных участков материков - 25-30 км.

Кора органического типа резко отличается от материковой. На большей части площади дна океана мощность ее колеблется от 5 до 10 км. Своеобразно и ее строение: под осадочным слоем мощ­ностью от нескольких километров до нескольких сотен метров залегает промежуточный слой переменной мощности, нередко назы­ваемый просто «вторым слоем». Сейсмические волны распростра­няются в нем с большими скоростями, чем в осадочном, но мень­шими, чем в гранитном слое. Предполагают, что промежуточный слой состоит из уплотненных осадочных пород, пронизанных вул­каническими образованиями. В последнее время этот слой полу­чил название «океанического фундамента». Под ним залегает ба­зальтовый слой мощностью 4-7 км. Таким образом, важнейшей специфической особенностью океанической коры является малая мощность и отсутствие гранитного слоя.

Особое строение земная кора имеет в областях перехода от ма­териков к океанам - в современных геосинклинальных поясах, где она отличается пестротой и сложностью строения. На примере за­падной окраины Тихого океана можно видеть, что окраинные гео­синклинальные области обычно состоят из трех основных элемен­тов - котловин глубоководных морей, островных дуг и глубоко­водных желобов. Пространства, соответствующие глубоководным впадинам морей (Карибского, Японского и др.), имеют кору, по своему строению напоминающую океаническую. Здесь отсутствует гранитный слой, однако мощность коры значительно больше за счет увеличения мощности осадочного слоя. Крупные массивы суши, граничащие с такими морями (например, Японские острова), сло­жены корой, близкой по строению к материковой. Характерной осо­бенностью переходных областей являются также сложное взаимо­сочетание и резкие переходы одного типа коры в другой, интенсив­ный вулканизм и высокая сейсмичность. Такой тип строения земной коры можно назвать геосинклинальным.

Своеобразными чертами характеризуется земная кора под срединно-океаническими хребтами. Она выделяется в особый, так на­зываемый рифтогенный тип земной коры. Детали строения коры
этого типа еще не совсем ясны. Ее важнейшая особенность - зале­гание под осадочным или промежуточным слоями пород, в которых упругие волны распространяются со скоростями, равными 7,3-7,8 км/с, т. е. намного большими, чем в базальтовом слое, но мень­шими, чем в мантии. Возможно, что здесь происходит смешение ве­щества коры и мантии. Это предположение в 1974 г. получило до­полнительное подтверждение в результатах глубоководного буре­ния, проведенного южнее Азорских островов на Срединно-Атлантическом хребте.

Каждому из перечисленных выше типов земной коры соответст­вуют наиболее крупные, планетарные формы рельефа (рис. 19, 20). Материковому типу земной коры соответствуют материки. Они образуют основные массивы суши. На значительной площади ма­терики могут быть затоплены водами океанов. Затопленные части материков получили название подводной окраины материков. В геофизическом и геоморфологическом смысле границами материков следует считать самую нижнюю границу подводной окраины ма­териков, где выклинивается гранитный слой и кора материкового типа сменяется океанической.

Рис. 20. Схема соотношения различных типов земной коры и планетарных форм рельефа:

/ - материки (а) и их подводные окраины (б) - кора материкового типа; 2 - пере­ходные зоны - кора геосинклинального типа; 3 - ложе океана - кора океанического типа; 4 - срединно-океанические хребты - рнфтогенный тип земной коры

Океаническому типу земной коры соответствует ложе оке­ана.

Сложно построенная кора геосинклинального типа находит от­ражение в рельефе геосинклинальных поясов или зон перехода от материков к океанам. Ниже для краткости мы будем именовать их переходными зонами.

Рифтогенный тип земной коры соответствует в рельефе плане­тарной системе срединно-океанических хребтов.

Каждая планетарная форма рельефа характеризуется своеоб­разием присущих ей форм мега- и макрорельефа, в подавляющем большинстве случаев также обусловленным различиями в строении или структуре земной коры.

Переходя к описанию мегарельефа названных крупнейших пла­нетарных форм рельефа Земли, следует подчеркнуть, что при при­веденном выше выделении планетарных морфоструктур береговая линия теряет свое значение как важнейшая физико-географическая граница, отделяющая сушу от морского дна. Однако роль ее, безусловно велика, так как условия рельефообразования на морском дне и на суше существенно различны.

Следует также отметить, что на материках, являющихся весь­ма сложными образованиями, наряду с древними и молодыми плат­формами широко распространены совсем молодые морфоструктуры, обязанные своим происхождением альпийским горообразова­тельным движениям и еще не утратившие полностью черты, свойст­венные геосинклинальным областям. Однако эти морфоструктуры характеризуются уже сформировавшейся материковой земной корой.

В связи с указанными обстоятельствами дальнейшее описание форм мегарельефа суши дается по возможности отдельно от мегарельефа морского дна. Соответственно, обзор мегарельефа матери­ков включает в себя общую характеристику равнин и гор суши, в том числе "и молодые эпигеосинклинальные горные сооружения. При обзоре переходных зон основное внимание уделяется морским (океаническим) элементам этой мегаморфоструктуры.

ГЛАВА 9. МЕГАРЕЛЬЕФ МАТЕРИКОВ

Площадь материков вместе с подводной окраиной, а также альпий­скими эпигеосинклинальными континентальными образованиями и участками с корой материкового типа в пределах переходных зон составляет примерно 230 млн. квадратных километров.

По структуре материки - сложные гетерогенные тела, сформи­ровавшиеся в течение длительной эволюции литосферы и земной коры. Сложность эволюции и последовательность различных ста­дий образования материков находят отражение в их тектоническом и геологическом строении. По характеру тектонической активности и направленности геологического развития в пределах материков выделяются более устойчивые (более стабильные) площади, полу­чившие названия платформ, и площади, обладающие большей тек­тонической подвижностью (мобильностью), - геосинклинальные области. Неоднородность строения и развития платформ и геосин­клинальных областей определяет различие рельефа в их пределах и позволяет выделить в пределах материков два основных типа морфоструктур - платформенные и геосинклинальные. При более де­тальном рассмотрении видно, что как платформенные, так и гео­синклинальные области оказываются далеко неоднородными по геологическому строению, развитию и возрасту. Эта неоднородность
находит отражение в рельефе материков, в различных типах морфоструктур разного порядка.

Существует несколько классификаций тектонических движений. Согласно одной из них эти движения можно подразделить на два типа: вертикальные и горизонтальные. В первом типе движений напряжения передаются в направлении, близком к радиусу Земли, во втором — по касательной к поверхности оболочек земной коры. Очень часто эти движения бывают взаимосвязаны или один тип движений порождает другой.

В разные периоды развития Земли направленность вертикальных движений может быть различной, но результирующая их составляющих направлена либо вниз, либо вверх. Движения, направленные вниз и ведущие к опусканию земной коры, именуются нисходящими, или отрицательными; движения, направленные вверх и ведущие к подъему, — восходящими, или положительными. Опускание земной коры влечет за собой перемещение береговой линии в сторону суши - трансгрессию, или наступление моря. При поднятии, когда море отступает, говорят о его регрессии.

Исходя из места проявления тектонические движения подразделяют на поверхностные, коровые и глубинные. Существует также деление тектонических движений на колебательные и дислокационные.

Колебательные тектонические движения

Колебательные, или эпейрогенические, тектонические движения (от греч. эпейрогенез — рождение материков) являются преимущественно вертикальными, обще коровы ми или глубинными. Их проявление не сопровождается резким изменением первоначального залегания горных пород. На поверхности Земли нет участков, которые бы не испытывали этого типа тектонических движений. Скорость и знак (поднятие-опускание) колебательных движений меняются и в пространстве, и во времени. В их последовательности наблюдается цикличность с интервалами от многих миллионов лет до нескольких столетий.

Колебательные движения неогена и четвертичного периода получили название новейших, или неотектонических. Амплитуда неотектонических движений может быть достаточно большой, например, в горах Тянь-Шаня она составила 12-15 км. На равнинах амплитуда неотектонических движений намного меньше, но и здесь многие формы рельефа — возвышенности и низменности, положение водоразделов и речных долин — связаны с неотектоникой.

Новейшая тектоника проявляется и в настоящее время. Скорость современных тектонических движений измеряется миллиметрами и, реже, первыми сантиметрами (в горах). Например, на Русской равнине максимальные скорости поднятия — до 10 мм в год — установлены для Донбасса и северо-востока Приднепровской возвышенности, а максимальные опускания — до 11,8 мм в год — для Печорской низменности.

Устойчивые опускания за историческое время свойственны территории Нидерландов, где человек уже много столетий борется с наступающими водами Северного моря путем создания дамб. Почти половину этой страны занимают польдеры — возделанные низменные равнины, лежащие ниже уровня Северного моря, остановленного дамбами.

Дислокационные тектонические движения

К дислокационным движениям (от лат. дислокатиос - смещение) относятся тектонические движения различной направленности, в основном внутрикоровые, сопровождающиеся тектоническими нарушениями (деформациями), т. е. изменениями первичного залегания горных пород.

Выделяют следующие виды тектонических деформаций (рис. 1):

• деформации крупных прогибов и поднятий (вызваны радиальными движениями и выражаются в пологих поднятиях и прогибах земной коры, чаще всего большого радиуса);
• складчатые деформации (образуются вследствие горизонтальных движений, которые не нарушают сплошности слоев, а лишь изгибают их; выражаются в виде длинных или широких, иногда коротких, быстро затухающих складок);
• разрывные деформации (характеризуются образованием разрывов в земной коре и перемещением отдельных участков вдоль трещин).

Рис. 1. Виды тектонических деформаций: а-в — горные породы

Складки образуются в породах, обладающих некоторой пластичностью.

Простейший вид складок — это антиклиналь — выпуклая складка, в ядре которой залегают наиболее древние породы — и синклиналь — вогнутая складка с молодым ядром.

В земной коре антиклинали всегда переходят в синклинали, и поэтому эти складки всегда имеют общее крыло. В этом крыле все слои примерно одинаково наклонены к горизонту. Это моноклинальное окончание складок.

Разлом земной коры происходит в том случае, если породы потеряли пластичность (приобрели жесткость) и части слоев смешаются по плоскости разлома. При смещении вниз образуется сброс, вверх - взброс , при смешении под очень малым углом наклона к горизонту - поддвиг и надвиг. В потерявших пластичность жестких породах тектонические движения создают разрывные структуры, простейшими из которых являются горсты и грабены.

Складчатые структуры после потери пластичности слагающими их горными породами могут быть разорваны сбросами (взбросами). В результате в земной коре возникают антиклинальные и синклинальные нарушенные структуры.

В отличие от колебательных движений дислокационные движения не являются повсеместными. Они характерны для геосинклинальных областей и слабо представлены или совсем отсутствуют на платформах.

Геосинклинальные области и платформы — главнейшие тектонические структуры, находящие отчетливое выражение в современном рельефе.

Тектонические структуры — закономерно повторяющиеся в земной коре формы залегания горных пород.

Геосинклинали — подвижные линейно вытянутые области земной коры, характеризующиеся разнонаправленными тектоническими движениями высокой интенсивности, энергичными явлениями магматизма, включая вулканизм, частыми и сильными землетрясениями.

На ранней стадии развития в них наблюдаются общее погружение и накопление мощных толщ горных пород. На средней стадии , когда в геосинклиналях накапливается толща осадочно-вулканических пород мощностью 8-15 км, процессы погружения сменяются постепенным поднятием, осадочные породы подвергаются складкообразованию, а на больших глубинах — метаморфизации, по трещинам и разрывам, пронизывающим их, внедряется и застывает магма. В позднюю стадию развития на месте геосинклинали под влиянием общего поднятия поверхности возникают высокие складчатые горы, увенчанные активными вулканами; впадины заполняются континентальными отложениями, мощность которых может достигать 10 км и более.

Тектонические движения, ведущие к образованию гор, называются орогеническими (горообразовательными), а процесс горообразования - орогенезом. На протяжении геологической истории Земли наблюдался ряд эпох интенсивного складчатого горообразования (табл. 9, 10). Их называют орогеническими фазами или эпохами горообразования. Наиболее древние из них относятся к докембрийскому времени, затем следуют байкальская (конец протерозоя — начало кембрия), каледонская (кембрий, ордовик, силур, начало девона), герцинская (карбон, пермь, триас), мезозойская, альпийская (конец мезозоя — кайнозой).

Таблица 9. Распределение геоструктур различного возраста по материкам и частям света

Геоструктуры	Материки и части с пета
			Северная Америка	Южная Америка		Австралия	Антарктида
Кайнозойские
Мезозойские
Герцинские
Каледонские
Байкальские
Добайкальские

Таблица 10. Типы геоструктур и их отражение в рельефе

Типы геоструктур		Формы рельефа
Мегантиклинории, антиклинории		Высокие глыбово-складчатые, иногда с альпийскими формами рельефа и вулканами, реже средние складчато-глыбовые горы
Предгорные и межгорные прогибы	незаполненные	Низкие равнины
	заполненные и приподнятые	Высокие равнины, плато, плоскогорья
Срединные массивы	опущенные	Низкие равнины, впадины внутренних морей
	приподнятые	Плато, плоскогорья, нагорья
Выходы на поверхность складчатого основания		Низкие, реже средние складчато-глыбовые горы с выровненными вершинами и нередко крутыми тектоническими склонами
	приподнятые части	Гряды, плато, плоскогорья
	опущенные части	Низкие равнины, озерные котловины, прибрежные части морей
	с антеклизами	Возвышенности, плато, низкие складчато-глыбовые горы
	с синеклизами	Низкие равнины, прибрежные части морей

Самые древние горные системы, существующие сейчас на Земле, сформированы в каледонскую эпоху складчатости.

С прекращением процессов поднятия высокие горы медленно, но неуклонно разрушаются, пока на их месте не образуется холмистая равнина. Гсосинклинальный цикл достаточно длителен. Он не укладывается даже в рамки одного геологического периода.

Пройдя геосинклинальный цикл развития, земная кора утолщается, становится устойчивой и жесткой, не способной к новому складкообразованию. Геосинклиналь переходит в иной качественный блок земной коры — платформу.