Metode de refacere a mișcărilor tectonice din trecut. Relieful și structura geologică

Atunci când se determină volumul și intensitatea sarcinilor de antrenament care oferă un efect optim de adaptare, sunt posibile două modalități. În primul rând - cale intensivă,constând într-o creștere suplimentară a volumului total al sarcinilor de antrenament. Pe această cale, posibilitățile de creștere a sportului în continuare pentru sportivii cu înaltă calificare sunt acum practic epuizate. A doua opțiune este mai promițătoare din punctul de vedere al progresului în domeniul sportului mondial. modul de intensificare a activității de instruire.Pe această cale, menținându-se volumul deja atins (aproape limitat) al sarcinii de antrenament, se propune o astfel de combinație de sarcini de dezvoltare de intensitate ridicată cu sarcini suport, menținând nivelul de funcționare a sistemelor necesare, ceea ce creează cele mai bune condiții pentru obținerea succesului sportiv.

Experiența antrenării celor mai puternici sportivi arată posibilitatea unei creșteri anuale a volumului total al sarcinii de antrenament cu 20%. La tinerii sportivi, această creștere este posibilă cu 40-50 % se adaptează la acesta în funcție de tipul de atletism și de caracteristicile sale individuale. Bineînțeles, intensitatea exercițiilor crește, ceea ce se exprimă printr-o creștere a volumului sarcinii efectuate cu viteza limitativă și aproape limitată în alergare; în creșterea lungimii și înălțimii săriturilor, a distanței de aruncare, a greutății obuzelor și a bilelor; la un ritm mai energic, crescut și ritmul exercițiilor speciale. Unul dintre indicatorii intensității încărcărilor sportive este creșterea numărului de competiții.

Ideile moderne despre raportul dintre volumul și intensitatea sarcinilor de antrenament într-un ciclu pe tot parcursul anului sugerează construirea procesului de antrenament în așa fel încât, fără a se opune volumului de intensitate, să simuleze periodic sarcina și tensiunea caracteristice competițiilor. Aplicarea pe tot parcursul anului a antrenamentului special și a tipului principal (distanța principală, aparatul principal, salt propriu etc.) este o verigă integrală în sistemul modern de antrenament. Această structură face posibilă extinderea calendarului competiției, făcându-l pe tot parcursul anului. În același timp, este necesar să se prevadă o variabilitate obligatorie a sarcinilor pe baza legilor de adaptare, apoi sportivii cu înaltă calificare vor putea prezenta rezultate ridicate la fiecare 1,5 - 2 luni.

Odihna bine organizată este o parte integrantă a oricărui exercițiu care afectează sarcina. Alternanța rațională de muncă și odihnă stă la baza tuturor antrenamentelor sportive și se extinde la impactul repetat al încărcăturii într-o lecție a zilei de antrenament, pe parcursul săptămânii, lunii, anului și anilor.

Utilizarea repetată a antrenamentului și a sarcinilor competitive este legată organic de intervalele de timp dintre ele și de procesele de recuperare. Numărul de repetări, exerciții, natura și durata intervalelor de odihnă depind de sarcinile, mijloacele și metodele de antrenament, precum și de caracteristicile tipurilor de atletism, de nivelul de fitness al atletului și de condițiile externe.

Între exercițiile individuale și cursuri, în toate cazurile, este important să se stabilească astfel de pauze de odihnă care, luând în considerare cantitatea de încărcare utilizată și natura mișcărilor efectuate, să ofere un efect de antrenament adecvat. În funcție de forma de organizare recreeres-a întâmplat pasivși activ.Între exerciții, care necesită mișcări precise și o mare concentrare a atenției, odihna activă dă rezultate bune în restabilirea performanței. De exemplu, în timpul antrenamentelor în tipuri dificile de coordonare a atletismului (obstacole, sărituri în înălțime și sărituri cu prăjina, aruncarea cu ciocanul și javelina), alergarea lentă, mersul pe jos sau sporturile scurte și jocurile în aer liber sunt utilizate pentru odihnă. Și invers, în timpul antrenamentului în tipuri ciclice, este posibil să se ofere executarea pe termen scurt a mișcărilor cu coordonare complexă pentru odihnă.

Fiecare nouă repetare nu ar trebui să aibă loc pe fondul oboselii din acțiunile anterioare. Durata odihnei în aceste cazuri variază de la 1 minut (în aruncare) la 3-4 minute (în sărituri cu stâlp). În ceea ce privește pauza dintre ore, la prima etapă de predare a tehnicii sportive, acestea ar trebui să se desfășoare zilnic, apoi de 3-4 ori pe săptămână. Dacă pauza este de 48 de ore, atunci aceasta duce la o scădere a nivelului materialului învățat al lecției la 25%, în primul rând datorită diminuării sensibilității kinestezice.

În funcție de durată, odihna între sarcini poate fi împărțită în patru tipuri: 1) complet (obișnuit); 2) incomplet (supercompensator); 3) scurtat (tare); 4) de lungă durată (moale). Prin variația intervalelor de repaus cu același volum (sau intensitate) al sarcinii, puteți obține rezultate diferite în dezvoltarea calităților motorii. De exemplu, la antrenamentele de tip ciclic de atletism, odihna incompletă asigură dezvoltarea rezistenței într-o măsură mai mare, viteza maximă, rezistența cu viteză redusă, iar odihna prelungită asigură recuperarea capacității de lucru după o parte stresantă a exercițiului sau după suprasolicitare (suprasolicitare).

Componentele cantitative și calitative ale încărcăturii sunt interconectate organic. Dar, în funcție de construcția procesului de formare a unui sportiv (sarcini, mijloace, metode, nivelul sarcinilor etc.), relația dintre ei este diferită, respectiv, procesele de adaptare sunt diferite. Modificări calitative(morfologic, fiziologic, biochimic, psihologic și biomecanic) provoacă modificări ale laturii cantitative în activitatea corpului sportivului.Un rol important în creșterea duratei exercițiilor este economizarea funcțiilor corpului sportivilor, ceea ce asigură îndeplinirea aceleiași lucrări cu cheltuieli mai mici de resurse energetice.

Efectuarea oricărui exercițiu fizic necesită timp. Și oricât de mic ar fi, aceasta este deja o anumită cantitate de muncă, care este volumul unui antrenament sau o sarcină competitivă. Iar cantitatea de lucru neuromuscular care se efectuează pe unitate de timp și este legată de volumul său determină intensitatea sarcinii. Volumul și intensitatea în sport sunt inseparabile. Ele pot exista separat doar ca concepte. În practica sportivă, acestea sunt două aspecte interconectate organic ale oricărui exercițiu fizic efectuat de un sportiv. Deci, de exemplu, lungimea distanței și durata alergării sunt cantitatea de muncă de antrenament (volumul sarcinii), iar viteza de mișcare este intensitatea acesteia; numărul executat de aruncări de către aruncator este volumul sarcinii specifice, iar eficacitatea acestor aruncări este intensitatea acestuia.

Nivelul sarcinii de antrenament este destul de precis determinat de indicatorul integral al schimbărilor în corp - ritm cardiac(Ritm cardiac). Pentru aceasta, pulsul este măsurat în timpul exercițiului, după acesta și în perioada de odihnă. Comparând acești indicatori cu intensitatea încărcăturii, cu orientarea acesteia și ținând cont de timpul de recuperare după aceasta, este posibil să se controleze mai obiectiv procesul educațional și de formare.

Tabelul 2 oferă o idee despre modul în care sarcina în sport poate fi clasificată în funcție de direcția impactului lor, care se bazează pe luarea în considerare a modalităților de alimentare cu energie a muncii. În aceleași condiții, direcția sarcinii, care determină gradul de participare a diferitelor organe și funcții la munca prestată, indică gradul de opresiune a acestora și durata recuperării.

Masa 2.

În ceea ce privește dimensiunea, sarcina poate fi împărțită condiționat în maxim, mare, mediu și mic. se încadrează în capacitățile sportivului. Criteriile sale sunt incapacitatea sportivului de a continua să îndeplinească sarcina propusă. În același timp, pulsul atinge 180 sau mai multe bătăi pe minut (bătăi / min). Dacă printr-un efort de voință, atletul încearcă să treacă această graniță, atunci sarcina devine prohibitivă și poate duce la supraîntrenarea sportivului.

prin numărul de exerciții și intensitatea mișcărilor este de 70 - 80% din maxim, adică face posibilă continuarea acțiunii pe fondul oboselii. Indicatorii de ritm cardiac aici pot fi în intervalul 150-175 bătăi / min.

este determinat de numărul de exerciții și intensitatea mișcărilor în limita a 40-60% din maxim, adică exercițiul continuă până când apare o senzație de oboseală. În același timp, indicatorii de frecvență cardiacă ating 120-145 bătăi / min.

este de 20 - 30% din maxim în ceea ce privește numărul de exerciții și intensitatea mișcărilor. Sarcina motorie se realizează ușor, liber, fără tensiune vizibilă, iar pulsul nu depășește 120 bătăi / min.

Pe măsură ce nivelul de pregătire al sportivului crește, sarcina, care a fost considerată inițial ca maximă, devine mare sau medie în etapele ulterioare etc. Acest lucru este valabil mai ales pentru o astfel de componentă a sarcinii ca intensitatea. Cu cât este mai mare intensitatea exercițiului efectuat, cu atât este mai lungă, cu atât costurile corpului sportivului sunt mai mari, cu atât este mai mare sarcina asupra psihicului său. Este necesar să se ia în considerare cerințele pentru calități precum curajul, determinarea, voința de a câștiga etc. În principiu, cu cât este mai mare intensitatea muncii de antrenament, cu atât este mai mic volumul și invers. Nivelul de intensitate este determinat în primul rând de tipul de atletism. Acolo unde succesul este determinat de eforturi maxime (sărituri, aruncări, sprint), nivelul de intensitate al antrenamentului special este, de asemenea, foarte ridicat; în alte tipuri (alergare pe distanțe medii și lungi, mers pe jos), principalul lucru este un nivel mediu ridicat de viteză de mișcare.

Pentru a efectua mai eficient exerciții de către un sportiv cu un efort de antrenament dat, zonele de intensitate ar trebui să fie determinate ca raportul dintre o anumită valoare de antrenament sau stresuri competitive la datele maxime posibile ale unui atlet. Tabelul 3 prezintă gradația sarcinii în funcție de zonele de intensitate în tipurile de viteză-rezistență ale atletismului.

Tabelul 3.


Zona 80 - 90% din maxim la atletism este considerată o zonă de dezvoltare. Aplicând sarcina de antrenament în zonele 90 - 100%, există un efect asupra dezvoltării vitezei, ar trebui inclusă în aproape fiecare sesiune de antrenament și construită astfel încât în \u200b\u200btimpul fiecărei sesiuni sarcina să fie aplicată în toate zonele de intensitate, cu raportul său optim. Sarcina de antrenament în zonele de 50 - 80% din maxim rezolvă în principal sarcinile de încălzire și recuperare speciale, ceea ce contribuie la un curs favorabil al întregului proces de antrenament.

Rezultatul la atletism depinde de un nivel ridicat de rezistență și dictează o anumită selectivitate a influențelor de antrenament, care sunt asigurate de procesele aerobe (cu acces la oxigen), anaerobe (fără acces la oxigen) și aerob-anaerobe (mixte) ale corpului sportivului. În tabelul 4, zonele de intensitate sunt distribuite în funcție de indicatorii ritmului cardiac în timpul unei anumite activități de formare în educația de anduranță.

Tabelul 4.


Atunci când se utilizează regimul de antrenament aerob, pulsul trebuie să fie cuprins între 120 - 160 bătăi / min. Când efectuați o încărcare într-un mod mixt, ritmul cardiac ar trebui să ajungă la 170-180 bătăi / min. Antrenamentul anaerob este posibil cu o rată de puls de 190 sau mai multe bătăi pe minut.

Controlul ritmului cardiac în timpul recuperării este foarte important în determinarea adecvării sarcinilor propuse. scopul principal controlul ritmului cardiaceste că, atunci când determinați tensiunea de antrenament, respectați cerința principală de antrenament - pentru a evita suprasolicitarea excesivă, prevenind cazurile de suprasolicitare și suprasolicitare. Dacă pulsul sportivului după exercițiu nu se recuperează într-un anumit timp la nivelul dorit (de exemplu, pulsul rămâne peste 120 de bătăi / min mai mult de 5-6 minute după o încărcare medie), atunci acest lucru indică faptul că sarcina este probabil foarte mare și se antrenează munca (cantitatea, ritmul) trebuie redusă sau oprită.

Cu antrenamentul de mare viteză, timpul de recuperare a ritmului cardiac la 120 bătăi / min ar trebui să dureze 1 - 4 minute între repetări ale exercițiilor și 2 - 5 minute între serii până la o rată a inimii de 100-120 bătăi / min. Când dezvoltați rezistența la viteză mare, ar trebui să vă concentrați asupra restabilirii pulsului la 120-140 bătăi / min în 1-3 minute după finalizarea lucrării, iar între serie, pulsul trebuie să se refacă la 100-120 bătăi / min în 2-5 minute. Atunci când vă recuperați dintr-un antrenament stresant (control alergării, estimare), pulsul trebuie să atingă 100 - 120 bătăi / min timp de 4-10 minute. Efectuarea repetată a unei astfel de sarcini este posibilă după 10 - 20 de minute dacă pulsul în perioada de recuperare atinge mai puțin de 100 de bătăi / min. Indicatorii pentru încetarea activității de instruire ar trebui să fie considerați un impuls peste 120 bătăi / min după 5-10 minute de odihnă.

Nivelurile de recuperare a ritmului cardiac sunt oarecum individuale și pot fi determinate de vârstă, starea funcțiilor anaerobe și caracterul genetic. Pot fi între 108 - 132 bpm. Procesele de recuperare sunt, de asemenea, influențate de următoarele puncte: un atlet nu este în formă, munca de antrenament este prea grea, sarcina de antrenament anterioară a fost prea mare, boala, oboseala sau suprasolicitarea. Pentru majoritatea sportivilor, nivelul de recuperare a multor funcții ale corpului corespunde unei rate a pulsului de 120 bătăi / min. Sportivii cu potențial genetic ridicat se pot recupera mai repede, chiar și cu o sarcină mare de antrenament. Cu un volum mare de lucru cu o intensitate redusă, este suficient să reduceți indicatorii de ritm cardiac la 120-140 bătăi / min în timpul repausului, pentru a restabili parțial potențialul energetic și a începe din nou lucrul. Cu o cantitate mică de muncă cu o intensitate medie mai mare, este suficient să atingeți ritmul cardiac de 120 bătăi / min în timpul perioadei de odihnă, astfel încât să devină posibil să continuați să lucrați la fel de eficient ca la început. Când este „ascuțit”, se efectuează șocuri cu intensitate ridicată, în timpul perioadei de recuperare (odihnă), ritmul cardiac ar trebui să ajungă la 90-100 bpm înainte de a repeta sarcina propusă.

  • Cele mai recente mișcări tectonice și rolul lor în formarea reliefului
  • Cele mai importante evenimente din perioada cuaternară și reflectarea lor în relief
  • Resursele de apă și importanța economică a apelor interioare
  • Soluri, vegetație și faună
    • Modele generale de distribuție a solurilor, vegetației și faunei

    • RELIEF ȘI STRUCTURA GEOLOGICĂ

    Cele mai recente mișcări tectonice și rolul lor în formarea reliefului modern

    Ca urmare a istoriei îndelungate a dezvoltării geologice pe teritoriul Rusiei, s-au format principalele tipuri de geotecturi - zone cu platformă plană și centuri mari orogene mobile. Cu toate acestea, în cadrul aceleiași geotecturi, este adesea răspândit un relief complet diferit (câmpiile subsolului scăzut din Carelia și Munții Aldan pe scuturile platformelor antice; Munții Ural scăzut și Altai înalt în centura Ural-Mongolă etc.); dimpotrivă, o relief similară se poate forma în diferite geotecturi (Caucazul de munte înalt și Altai). Acest lucru se datorează influenței mari asupra reliefului modern al mișcărilor neotectonice care a început în Oligocen (paleogen superior) și continuă până în prezent.

    După o perioadă de repaus tectonic la începutul cenozoicului, când câmpiile joase au predominat și practic nu au mai rămas munți (doar în zona de pliere mesozoică, aici și colo, aparent, au rămas dealuri mici și munți joși), zone întinse din Siberia de Vest și sudul Câmpiei est-europene au fost acoperite bazine marine de mică adâncime. În Oligocen, a început o nouă perioadă de activare tectonică - etapa neotectonică, care a dus la o restructurare radicală a reliefului.

    Cele mai recente mișcări tectonice și morfostructuri. Neotectonică sau ultimele mișcări tectonice, V.A. Obruchev definit ca mișcările scoarței terestre care au creat relieful modern... Cu cele mai noi mișcări (neogene-cuaternare) se asociază formarea și distribuția morfostructurilor pe teritoriul Rusiei - forme mari de relief care au apărut ca urmare a interacțiunii proceselor endogene și exogene cu conducerea primelor.

    Cele mai noi mișcări tectonice sunt asociate cu interacțiunea plăcilor litosferice moderne (vezi Fig. 6), de-a lungul marginilor cărora s-au manifestat cel mai activ.

    Figura: 6. Cele mai noi mișcări tectonice (conform lui N.N. Nikolaev)

    Amplitudinea mișcărilor neogene-cuaternare în părțile marginale a atins câțiva kilometri (de la 4-6 km în Transbaikalia și Kamchatka la 10-12 km în Caucaz), iar în regiunile interioare ale plăcilor a fost măsurată în zeci, mai rar în sute de metri. În părțile marginale, au predominat mișcări puternic diferențiate: ridicările de amplitudine mare au fost înlocuite de subsidențe la fel de grandioase ale zonelor adiacente. În părțile centrale ale plăcilor litosferice, mișcările aceluiași semn au avut loc pe suprafețe mari.

    Munții au apărut în zona de contact imediată a diferitelor plăci litosferice. Toți munții existenți în prezent pe teritoriul Rusiei sunt produsul celor mai recente mișcări tectonice, adică toate au apărut în timpul neogen-cuaternar și, prin urmare, au o vârstă... Dar morfostructurile acestor munți sunt foarte diferite în funcție de metoda originii lor și este asociată cu poziția munților în cadrul diferitelor structuri tectonice.

    Acolo unde munții au apărut pe crusta oceanică sau de tranziție tânără a părților marginale ale plăcilor cu o acoperire groasă de roci sedimentare, mototolite în pliuri (zone de pliere alpină și Pacifică), s-au format tineri munți pliați (Caucazul Mare, crestele Sahalinului), uneori cu secțiuni de munți vulcanici (crestele Kamchatka) ). Lanțurile montane de aici sunt alungite liniar de-a lungul marginii plăcii. În acele locuri în care, la granițele plăcii litosferice, existau teritorii care supraviețuiseră deja mișcărilor de formare a pliurilor și transformate în câmpii pe o bază pliată, cu o crustă continentală rigidă care nu se împrumuta la comprimare în pliuri (zone de pliere pre-paleozoic și paleozoic), formarea gâtului a procedat diferit. Aici, sub presiunea laterală care rezultă din apropierea plăcilor litosferice, fundația dură a fost spartă de defecte adânci în blocuri (blocuri) separate, dintre care unele au fost strânse în sus în timpul mișcării ulterioare, altele în jos. Așa renăsc munții în locul câmpiei. Acești munți se numesc bloc reînviat sau bloc pliat. Toți munții din sudul Siberiei și din Ural au fost reînviați.

    Munții reînviați sunt caracterizați, de regulă, prin absența unei singure orientări generale a crestelor, o combinație de lanțuri muntoase cu noduri, din care crestele se întind în toate direcțiile (Altai), masive, zonele muntoase (Vostochno-Tuvinskoe, Stanovoe, Aldanskoe etc.). Un element obligatoriu al munților reînviați este prezența bazine intermontane contururi neregulate corespunzătoare blocurilor omise (Tuvinskaya, Minusinskaya, Kuznetskaya, Chuiskaya, Uimonskaya etc.).

    În zonele plierii mezozoice, unde până la momentul mișcărilor intense care au început, munții nu puteau fi complet distruși, unde au rămas zone cu relief de munte scăzut sau cu colibă \u200b\u200bmică, modelul orografic al munților nu se putea schimba sau schimba doar parțial, dar înălțimea munților a crescut. Astfel de munți sunt numiți munți întinși cu blocuri întineri. Ele dezvăluie trăsături ale munților pliați și blocați, cu predominanță a unuia sau a celuilalt. Cele întinerite includ Sikhote-Alin, munții din nord-est și parțial regiunea Amur.

    Părțile interioare ale plăcii litosferice eurasiatice aparțin zonelor de ridicări slabe și foarte slabe și în principal de slăbire slabă și moderată. Numai câmpia caspică și partea de sud a plăcii scitice se scufunda intens. Cea mai mare parte a teritoriului Siberiei de Vest a cunoscut o ușoară cedare (până la 100 m) și numai în nord, cedarea a fost moderată (până la 300 m sau mai mult). Periferia sudică și vestică a Siberiei de Vest și marea parte estică a Câmpiei est-europene erau o câmpie slab mobilă. Cele mai mari amplitudini ale ridicărilor de pe câmpia est-europeană sunt caracteristice regiunilor centrale din Rusia, Volga și Bugulma-Belebey (100-200 m). Pe Platoul Siberian Central, amplitudinea ridicărilor a fost mai mare. Partea Yenisei a platoului este ridicată cu 300-500 m, iar platoul Putorana are chiar 500-1000 m și mai sus.

    Morfostructurile câmpiilor platformei au fost o consecință a ultimelor mișcări. Pe scuturi, care au avut o tendință constantă de înălțare, s-au format câmpii subsolului (Karelia, Peninsula Kola), podișuri (masivul Anabarsky) și creste (Timansky, Yeniseisky, pintenii estici ai Donetsky) - terenuri înalte care au o formă alungită și formate din roci dislocate ale unei baze pliate.

    Pe lespezi, unde rocile subsolului sunt acoperite de un înveliș sedimentar, s-au format câmpii acumulative, câmpii stratale și platouri.

    Câmpiile acumulative sunt limitate la zone de subsidență în ultima perioadă (vezi Fig. 6 și 7), ca urmare a acestora au o acoperire destul de groasă a depozitelor neogene-cuaternare. Câmpiile acumulative reprezintă partea mijlocie și nordică a Câmpiei Siberiene de Vest, Câmpia Amurului Mijlociu, Câmpia Caspică și nordul Câmpiei Pechorei.

    Figura: 7. Cele mai mari morfostructuri

    În fig. 7: Morfostructuri de pământ, fundul oceanului și mări. Teren uscat - 1 - câmpii, podișe (a) și munți reînviati (b) de platforme antice (I - câmpie est-europeană (rusă), II - țară colo-kareliană, III - podiș central siberian, IV - țară montană Baikal); 2 - câmpiile platformelor tinere (V - Câmpia Siberiană de Vest, VI - Ciscaucasia); 3 - munții reînviați din regiunea de pliere paleozoică (VII - Ural, Novaya Zemlya, VIII - țara montană Altai-Sayan); 4 - munții întinși ai regiunii de pliere mezozoică (IX - țara montană din nord-est, X - țara Amur-Primorsko-Sahalin); 5 - munți tineri din regiunea de pliere alpină (XI - Caucaz); 6 - munți tineri din regiunea pliabilă Cenozoic (Pacific) (XII - țara Koryak-Kamchatka-Kuril, XIII - centura vulcanică Okhotsk-Primorsky). Fundul oceanelor și mărilor. Raftul continental - 7 - câmpiile marginii continentale; 8 - câmpii pe depresiunile intrashelf, zona de tranziție (versanți continentali și arcuri insulare); 9 - câmpii înclinate - margini; 10 - câmpiile fundului golurilor; 11 - creste și masive cu blocuri pliate, 12 - creste cu blocuri pliate și vulcanice ale arcurilor insulare, 13 - tranșee de apă adâncă. Patul oceanelor și mărilor - 14 - câmpia bazinului bazinelor de adâncime, 15 - creste mijlocii ale oceanului, 16 - metereze și dealuri, 17 - creste cu blocuri pliate

    Câmpiile și platourile stratificate sunt morfostructurile secțiunilor de plăci care au experimentat ridicări predominante. În așternutul monoclinal al rocilor de acoperire sedimentare predomină câmpiile stratale înclinate, în patul subhorizontal - câmpiile și platourile cu strat stratal. Câmpiile stratificate sunt tipice pentru cea mai mare parte a Câmpiei est-europene, periferia sudică și vestică a Siberiei de Vest și parțial pentru Siberia Centrală. Pe teritoriul Siberiei Centrale, platourile sunt larg reprezentate ca sedimentar (structural - Angara-Lenskoye, Leno-Aldanskoye etc.) și vulcanic (Putorana, Central Tunguska, Syverma etc.).

    Platourile vulcanice sunt, de asemenea, caracteristice regiunilor montane (Sayanul de Est, Platoul Vitim, creasta de Est din Kamchatka etc.). Morfostructurile scuturilor pot fi găsite, de asemenea, în munți și câmpii acumulative și, într-o măsură mai mică, stratale (depresiunea Kuznetsk) în bazinele intermontane.

    Cutremure și vulcanism modern. Cutremurele și fenomenele vulcanice moderne sunt strâns legate de cele mai recente mișcări tectonice. Cutremure frecvente și puternice (până la 9 puncte sau mai multe) se produc în Kuriles, în partea de sud-est a Kamchatka, în regiunea Baikal (de la depresiunea Verkhnecharskaya până la grabenul Tunkinsky), în partea de est și sud-vest a Tuva și în partea de sud-est a Altai. În regiunea Caucazului Mare, în apropierea deltei Lena și în regiunea creastei Chersky din nord-est, au loc cutremure de până la 7-8 magnitudini.

    Compararea hărții de zonare seismică cu harta plăcilor litosferice arată că toate regiunile seismice din Rusia fac parte din patru centuri de seismicitate care coincid cu limitele plăcilor litosferice. Ei trec:

    • 1) de-a lungul tranșeelor \u200b\u200bde adâncime care încadrează arcul Kuril-Kamchatka, unde placa Pacificului se apropie de placa Eurasiatică cu o viteză de 8 cm / an;
    • 2) de pe creasta Gakkel din Oceanul Arctic prin creasta Chersky, unde blocul Chukotka-Alaska al plăcii nord-americane s-a desprins de placa eurasiatică și se îndepărtează cu o viteză de 1 cm / an;
    • 3) în zona depresiunii lacului Baikal, placa Amur s-a desprins de placa eurasiatică, care se rotește în sens invers acelor de ceasornic și în zona lacului Baikal se îndepărtează cu o viteză de 1-2 mm / an. De 30 de milioane de ani, aici a apărut un decalaj profund, în interiorul căruia există un lac;
    • 4) în regiunea Caucazului, care cade în centura seismică care se întinde de-a lungul marginii sud-vestice a plăcii eurasiatice, unde se apropie de afro-arabă cu o rată de 2-4 cm / an.

    Cutremurele mărturisesc existența unor stresuri tectonice profunde în aceste zone, care din când în când se exprimă sub formă de tremurături puternice și vibrații ale solului. Ultimul cutremur catastrofal din Rusia a fost cutremurul din nordul Sahalinului din 1995, când orașul Neftegorsk a fost distrus.

    În Extremul Orient, există și cutremure subacvatice, însoțite de cutremure de mare și valuri gigantice de tsunami distructive.

    Zonele platformei cu relieful lor plat și manifestările slabe ale mișcărilor neotectonice nu se confruntă cu cutremure semnificative. Cutremurele sunt extrem de rare aici și apar ca vibrații slabe. De exemplu, cutremurul din 1977 este încă amintit de mulți moscoviți. Apoi, ecoul cutremurului din Carpați a ajuns la Moscova. La Moscova, la etajele 6-10, candelabrele se legănau și ciorchini de chei zgâlțâiau în ușă. Puterea acestui cutremur a fost de 3-4 puncte.

    Nu numai cutremurele, ci și activitatea vulcanică sunt dovezi ale activității tectonice a teritoriului. În prezent, fenomenele vulcanice din Rusia sunt observate numai în Kamchatka și Insulele Kuril.

    5. Ignatenko I.V., Khavkina N.V. Podburs din nord-estul îndepărtat al URSS // Geografia și geneza solurilor

    Regiunea Magadan. - Vladivostok: Editura Centrului Științific al Extremului Orient al Academiei de Științe a URSS. - S. 93-117.

    6. Clasificarea și diagnosticarea solurilor în Rusia / L.L. Șișov [și alții]. - Smolensk: Oikumena, 2004. - 342 p.

    7. Zonarea solului-geografică a URSS. - M.: Editura Academiei de Științe a URSS, 1962. - 422 p.

    8. Știința solului / ed. V.A. Kovdy, B.G. Rozanov. - Partea 2. - M.: Mai mare. shk., 1988. - 367 p.

    UDC 631,48 (571,61) E.P. Sinelnikov, T.A. Chekannikova

    ESTIMAREA COMPARATIVĂ A INTENSITĂȚII ȘI DIRECȚIEI PROCESELOR DE TRANSFORMARE A COMPOZIȚIEI MATERIALE A SOLURILOR BLANȘATE A TERITORIILOR CÂMPII DIN REGIUNEA PRIMORSKY ȘI A SOLURILOR SODY-PODZOLICE DE CARBONAT

    SIBERIA DE VEST

    Articolul oferă o analiză detaliată a proceselor de transformare a compoziției materiale a solurilor din Siberia de Sud și Primorye. Nu s-au dezvăluit diferențe semnificative în intensitatea și direcția proceselor elementare de sol principale.

    Cuvinte cheie: Primorsky Krai, Siberia de Vest, soluri sodio-podzolice, soluri calcaroase, evaluare comparativă.

    E.P. Sinelnikov, T.A. Chekannikova

    EVALUAREA COMPARATIVĂ A PROCESULUI PROCESURILOR DE TRANSFORMARE A STRUCTURILOR MATERIALE INTENSITATE ȘI ORIENTARE PE TERITORIILE PLANE SOLURI BLANȘATE DE PRIMORSKY KRAI ȘI SOLURI CARBONATE PODZOLICE CESPITOZICE ÎN SIBERIA DE VEST

    Se efectuează analiza detaliată a proceselor de transformare a structurii materialelor solurilor în sudul Siberiei și în regiunea Primorsky. Distincțiile esențiale în intensitatea și orientarea proceselor elementare de bază ale solului nu sunt dezvăluite.

    Cuvinte cheie: Primorsky Krai, Siberia de Vest, soluri cespitoz-podzolice, soluri carbonatate, evaluare comparativă.

    Evaluarea gradului de diferențiere a compoziției materiale a profilului solului ca urmare a acțiunii diferitelor procese elementare ale solului a fost mult timp o parte integrantă a studiilor proprietăților genetice ale acoperirii solului în orice regiune. Baza acestor analize a fost pusă de lucrările lui A.A. Rode,

    Au fost studiate caracteristicile diferențierii compoziției materiale a solurilor din partea de sud a Extremului Orient rus, în comparație cu solurile din alte regiuni apropiate în parametrii genetici.

    CV. Zonnom, L.P. Rubtsova și E.N. Rudneva, G.I. Ivanov și alții. Rezultatul acestor studii, bazat în principal pe analiza indicatorilor genetici, a fost afirmația despre predominanța proceselor de diminuare, albire, pseudopodzolizare și excluderea completă a proceselor de podzolizare.

    În această comunicare, am făcut o încercare de a compara direcția și intensitatea proceselor de transformare a compoziției materiale a profilului solurilor decolorate în zona de câmpie a Primorye cu soluri calcaroase reziduale podzolice sumbre din Siberia de Vest pe baza indicatorilor cantitativi ai echilibrului principalelor elemente ale compoziției materiale.

    Alegerea solurilor siberiene ca opțiune comparativă nu este întâmplătoare și este condiționată de următoarele condiții. În primul rând, solurile podzolice calcaroase reziduale din Siberia s-au format pe argile de manta cu un conținut crescut de particule de argilă și baze schimbabile, ceea ce exclude diferențele fundamentale deja la prima etapă de analiză. În al doilea rând, este disponibilitatea datelor monografice detaliate și a calculelor soldului transformării compoziției materiale, publicate de I.M. Hajiyev, ceea ce simplifică mult implementarea sarcinii noastre.

    Pentru o analiză comparativă, am folosit datele I.M. Gadzhiev în secțiunile 6-73 (soluri podzolice solide) și 9-73 (soluri ușor podzolice). Ca opțiuni de sol alb

    În Primorye, am luat soluri alb-maroniu și ușor albite de gley. Datele inițiale ale acestor soluri, precum și evaluarea transformării compoziției lor materiale, în funcție de locația geomorfologică și gradul de albire, sunt prezentate în comunicarea noastră anterioară. Principalii indicatori ai solurilor sodio-podzolice sunt prezentați în Tabelul 1.

    Analiza datelor din Tabelul 1 al acestei comunicări și Tabelul 1 al celei anterioare arată două puncte semnificative: în primul rând, este o compoziție destul de similară a rocilor părinte și, în al doilea rând, împărțirea clar pronunțată a profilurilor tuturor secțiunilor analizate în părți acumulativ-eluviale și iluviale. Deci, potrivit E.P. Sinelnikov, conținutul de particule de argilă în roca mamă a câmpiilor Primorye este de 73-75%, pentru taiga sudică a Siberiei de Vest de 57-62%. Cantitatea fracției de nămol a fost de 40-45 și respectiv 35-36 la sută. Valoarea totală a cationilor de Ca și Md schimbabili în sedimentele lacustre-aluvionare din Primorye este de 22-26 meq la 100 de grame de sol, în luturile mantei din Siberia 33-34, valoarea acidității reale este de 5,9-6,3 și respectiv 7,1-7,5 unități ... pH. Conținutul de carbonat rezidual al rocilor se manifestă în proprietățile rocilor părinte ale secțiunilor analizate ale Siberiei, dar efectul său asupra stării fizico-chimice a orizonturilor superioare este minim, în special în solurile medii și puternic podzolice.

    Studiind problema diferențierii profilului solurilor sod-podzolice, I.M. Gadzhiev constată o separare clară a părții eluviale, sărăcită în sesquioxizi și îmbogățită în silice, și a părții iluviale, într-o oarecare măsură îmbogățită în principalele componente ale compoziției materiale, în comparație cu orizonturile suprapuse. În același timp, nu s-a găsit aici nicio acumulare vizibilă de oxizi în raport cu roca inițială și chiar a scăzut. Un model similar se manifestă în solurile decolorate din Primorye.

    Referindu-se la lucrările lui A.A. Rode, I.M. Hajiyev consideră că acest fapt confirmă regularitatea comportamentului substanței în timpul procesului de formare a podzolului, a cărui esență „... constă în distrugerea totală a bazei minerale a solurilor și descărcarea de tranzit a produselor rezultate mult dincolo de profilul solului”. În special, conform calculelor soldului I.M. Gadzhiev, cantitatea totală de depilare a grosimii totale a orizonturilor solului în raport cu roca mamă variază de la 42-44% în sol puternic podzolic la 1,5-2 în sol ușor podzolic.

    tabelul 1

    Principalii indicatori ai compoziției materiale a solurilor reziduale-carbonatate gazoase-podzolice din Siberia de Vest (calculat conform I.M. Gadzhiev)

    Orizont Putere calculată, cm Conținut de particule<0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

    2 o s o o c s o o o o) 1_1_ co o 2 2 o co o o 2 a) o_ co o count< 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 <

    Secțiunea 6-73 Sod-puternic podzolic

    A1 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

    A2 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, opt

    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, opt

    BC 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, opt

    C 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, cinci

    A1 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, cinci

    A2 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, cinci

    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

    BC 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

    C 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

    Calcule similare efectuate de autor pentru solurile cernoziemice și de pădure gri au arătat identitatea completă a direcției și a ratei de restructurare a compoziției materiale în comparație cu solurile automorfe din subzona taiga sudică a Siberiei. Unde ". Cernoziomul leșiat în compoziția nămolului, fierului și aluminiului din orizonturile solului, în comparație cu stânca originală, repetă practic solul ușor podzolic, soarele podzol gri-închis este aproape de solul podzolic gazon-mediu, iar podzolul gri deschis este aproape de solul podzolic, conform acestor parametri. Această stare de fapt i-a permis autorului să concluzioneze: „. Formarea solurilor moderne sodio-podzolice are loc pe o bază minerală deja bine diferențiată, în general, transformată profund eluvial în comparație cu roca originală, prin urmare nu este adecvat să atribuim doar diferențierea eluvial-iluvială a profilului datorită procesului de formare a podzolului în sensul său modern ”.

    Compoziția cea mai apropiată de roca originală este orizontul C al solului ușor podzolic, iar în ceea ce privește grosimea analizată a profilului actual al solului, acesta conținea 4537 tone de nămol, 2176 tone de aluminiu și 790 tone de fier la hectar. Într-un profil la fel de gros de sol puternic podzolic, indicatori similari au fost 5240, 2585 și 1162 tone pe hectar. Adică, numai datorită migrației crescute a substanțelor în profilul solului foarte podzolic, cu grosime egală cu roca inițială originală, ar fi trebuit îndepărtate 884 tone de nămol, 409 tone de aluminiu și 372 tone de fier. Dacă traducem acești indicatori pe metru cub, obținem, respectiv: 88,4; 40,9 și 37,2 kg. În realitate, profilul solului puternic podzolic, potrivit I.M. Gadzhiev, în raport cu roca mamă, a pierdut 15,7 kg de silice, 19,8 kg de aluminiu și 11 kg de fier pe m3.

    Dacă luăm în considerare pierderea substanțelor analizate în profilul solului puternic podzolic în raport cu conținutul inițial de substanțe din roca solului slab podzolic, atunci constatăm că pierderea nămolului va fi de 135 kg / m3, iar acumularea de aluminiu, dimpotrivă, va fi de 7,5 kg și fierul de 3,4 kg.

    Pentru a înțelege esența proceselor în curs de transformare a compoziției materiale a solurilor sodio-podzolice din Siberia de Vest și pentru a compara rezultatele cu solurile decolorate din câmpiile Primorye, am descompus, folosind metoda V.A. Targulian, conținutul brut de oxizi bazici pentru cota care vine pe pământ grosier (\u003e 0,001 mm) și fracțiunea de nămol. Rezultatele obținute pentru solurile podzolice măcinate din Siberia sunt prezentate în tabelul 2 (indicatorii corespunzători pentru solurile decolorate din Primorye sunt prezentați în.

    Întregul profil al solurilor studiate este destul de clar împărțit în patru zone: acumulativ (orizonturi A1), eluvial (orizonturi A2 și Bh), iluvial (orizonturi B1, B2 și BC) și rocă mamă (orizonturi C), relativ la care toate calculele din Tabelul 2. Această diviziune permite o evaluare mai contrastantă a esenței și direcției proceselor de transformare a compoziției materialului într-un profil specific de sol și evaluarea generală a echilibrului compoziției materialului.

    masa 2

    Principalii indicatori ai echilibrului compoziției materiale a carbonatului rezidual sod-podzolic

    sol în raport cu roca mamă, kg / m3

    Gori - Elemente mecanice Conținut în pământ grosier Conținut în fracțiune de nămol

    Pământ grosier Siloz SiO2 AІ2Oz Fe2Oz SiO2 AІ2Oz Fe2Oz

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

    Secțiunea 6-73 Sod-sil podzolic

    A1 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

    A2 187 201 +14 117 63 -54 142 158 +16 20 22 +2 3,2 5,4 +2,2 65 36 -29 30 16-14 14,6 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

    BC 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

    Secțiunea 9-73 Sod-ușor podzolic

    A1 57 41-16 16 12 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

    A2 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 11 15 -5 4,7 2,3 -2,4 53 59 +6 25 30 +5 \u200b\u200b10,3 12,8 +2,5

    BC 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

    Notă. 1 - valori inițiale; 2 - conținut curent.

    Din datele din Tabelul 2 se poate observa că direcția și intensitatea proceselor de transformare a compoziției materiale a perechilor de soluri „înrudite” sunt departe de a fi ambigue. În zona eluvială a profilului solului puternic podzolic, există o acumulare de fracțiuni de pământ grosier în raport cu roca mamă (+46 kg / m3) și îndepărtarea nămolului (-101 kg). În zona iluvială a acestor soluri, dimpotrivă, se efectuează pământ mare (-38 kg) și se acumulează nămol (+50 kg). Echilibrul total al pământului grosier în ansamblu de-a lungul profilului este clar neutru (+5 kg), ținând cont de o anumită convenționalitate a indicatorilor calculați. Soldul total al nămolului este negativ -64 kg.

    În solul slab podzolic slab în toate zonele profilului, se observă o scădere a proporției de pământ grosier în raport cu roca mamă, în total -146 kg. Acumularea fracțiunii de nămol (55 kg) este caracteristică doar pentru partea iluvială și, conform acestui indicator, orizonturile B atât ale solurilor puternic podzolice, cât și ale celor ușor podzolice sunt practic apropiate, 50-55 kg / m3, dar acumularea totală a nămolului în orizonturile B prevalează asupra îndepărtării sale din eluvial zona acumulativă (+25 kg).

    Astfel, în solurile cu diferite grade de conținut de podzol, natura redistribuirii elementelor mecanice este diferită atât în \u200b\u200bdirecție, cât și în indicatori cantitativi. În solul puternic podzolic, există o îndepărtare mai puternică a nămolului de la orizonturile de suprafață în afara profilului solului, în timp ce în solul slab podzolic, dimpotrivă, se observă o îndepărtare slabă a nămolului cu o îndepărtare intensivă a solului grosier de aproape întreaga grosime a profilului solului.

    În solul alb-maroniu din Primorye (BO), direcția proceselor de redistribuire a elementelor mecanice este de același tip cu solul foarte podzolic, dar intensitatea (contrastul) este semnificativ mai mare. Deci, acumularea de pământ grosier în munți. A2 a fost de 100 kg, iar îndepărtarea din straturile iluviale a fost de 183, ceea ce reprezintă -81 kg în total, la +5 în solul puternic podzolic. Nămolul se desfășoară activ de-a lungul întregii părți eluviale-acumulative a profilului (-167 kg), în timp ce acumularea sa în orizonturile B este de numai 104 kg. Bilanțul total al nămolului în solul CP este de -63 kg, care este aproape identic cu solul puternic podzolic. În solul slab albit de luncă (LH otb), direcția proceselor de redistribuire a elementelor mecanice este practic de același tip cu solul BO, dar intensitatea este mult mai mică, deși echilibrul total al elementelor este destul de apropiat și chiar îl depășește pe cel al solului mai alb.

    În consecință, intensitatea procesului de înălbire nu se corelează cu adevărat cu natura redistribuirii elementelor mecanice, deși solurile înălbite de culoare maronie sunt mult mai vechi și au trecut de stadiul solurilor de pajiști în trecut.

    Analizând participarea totală și individuală a oxizilor principali (AI2O3, Fe2O3) în compoziția materialului de pământ grosier și nămol din zonele individuale ale profilului de sol al secțiunilor în raport cu roca de bază, pot fi identificate următoarele caracteristici și modele.

    În orizontul A1 al solului puternic podzolic, cu îndepărtarea a 3 kg de sol gros, cantitatea de oxizi este de 1,6 kg; în partea eluvială a profilului, suma oxizilor bazici este cu 11 kg mai mare decât masa solului grosier, iar în partea iluvială, dimpotrivă, masa pământului grosier este cu 14 kg mai mult decât suma oxizilor.

    În orizontul humus al solului slab podzolic, proporția de pământ grosier este cu 4 kg mai mult decât conținutul total de oxizi, în zona eluvială acest exces a fost de 10, iar în partea iluvială - 20 kg.

    În orizonturile A1 și A2 ale Chill of Primorye, masa pământului grosier coincide practic cu masa principalilor oxizi, iar în orizonturile B depășește cu aproape 50 kg. În partea eluvială-acumulativă a profilului gley de luncă, sol slab decolorat, rămâne regularitatea, adică masa pământului grosier coincide cu masa oxizilor, iar în orizonturile iluviale B este cu 20 kg mai mult.

    În evaluarea valorilor analizate, redistribuirea elementelor mecanice și a oxizilor de bază ai compoziției materiale a solului are o mare importanță pentru grosimea stratului calculat, prin urmare, pentru o comparație reală a direcției și intensității proceselor, valorile de echilibru obținute trebuie reduse la un strat egal în grosime. Luând în considerare grosimea redusă a orizontului humus al solurilor podzolice virgine, stratul calculat nu poate depăși 5 cm. Rezultatele unor astfel de recalculări sunt date în Tabelul 3.

    Rezultatele recalculării la o grosime egală a stratului de sol analizat arată clar o diferență fundamentală în redistribuirea compoziției materiale a solurilor soddy-podzolice din Siberia și a solurilor decolorate din Primorye, în funcție de severitatea principalelor procese de formare a solului.

    Tabelul 3

    Echilibrul elementelor mecanice și a oxizilor de bază (kg) în stratul de proiectare 5x100x100 cm

    în raport cu roca părinte

    Strat, orizonturi Elemente mecanice Pământ grosier (\u003e 0,001) Fracție de nămol (<0,001)

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

    Sol puternic podzolic de sodiu

    A1 -3,7 -16,2 -1,2 0 +0,5 -0,7 -8,7 -5,0 -2,1 -5,8

    A2 + B +6,0 -13,3 +5,0 +1,6 +0,9 +7,5 -7,1 -3,2 -1,5 -11,9

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

    Sol ușor podzolic de sodiu

    A1 -13,3 -16,6 -9,1 -0,8 -0,4 -10,3 -9,1 -4,1 -1,7 -14,9

    A2 + B -7,1 -1,3 -3,5 -1,8 -0,4 -5,7 +0,8 -0,3 0 +0,5

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

    Sol alb-brun

    A1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

    A2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

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

    Sol de luncă slab decolorat

    A1 -1,1 -19,0 \u200b\u200b-0,8 0 +0,3 -0,5 -0,1 -5,9 -2,2 -18,1

    A2 +0,5 -13,0 +0,9 +1,0 +0,2 +2,1 -7,0 -3,7 -1,8 -12,4

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

    În special, numai în solurile slab podzolice se observă îndepărtarea maximă a solului grosier pe întregul profil în raport cu roca inițială. Mai mult, maximul cade pe orizontul humusului. Acumularea de sol grosier în partea eluvială a profilului solului decolorat este de 2-3 ori mai mare decât în \u200b\u200bsolul puternic podzolic.

    În toate secțiunile analizate, există o îndepărtare intensivă a nămolului de la orizontul humusului: de la 16 kg în solurile podzolice la 19-22 în solurile decolorate. În partea eluvială a profilului, îndepărtarea nămolului este ceva mai mică și este practic aceeași pentru toate secțiunile (13-17 kg). Singura excepție este secțiunea de sol ușor podzolic, unde îndepărtarea nămolului este minimă - 1,3 kg. În partea iluvială a profilului tuturor secțiunilor, nămolul se acumulează de la 2 la 5 kg per strat de sol de 5 cm, ceea ce nu este absolut echivalent cu îndepărtarea sa din straturile suprapuse.

    Majoritatea cercetătorilor din soluri podzolice și similare sunt înclinați să creadă că principalul criteriu pentru degradarea nămolului (formarea podzolului) sau omogenitatea acestuia de-a lungul profilului (diminuarea) este indicatorul raportului molecular SiO2 / R2O3, deși există unele contradicții. În special, S.V. Zonn și colab. Subliniază faptul că, în condiții de schimbări frecvente în condițiile de reducere și oxidare, care este tipic pentru Primorye, există o schimbare semnificativă în ceea ce privește lumina, și anume fracțiuni mari ale compoziției granulometrice a solurilor, și mai ales în conținutul de fier, care, atunci când este eliberat, trece într-o stare segregată. Și aceasta, potrivit autorilor, este diferența fundamentală între chimia solurilor alb-maronii din solurile gazo-podzolice.

    Pe baza acestor prevederi, am comparat raporturile moleculare SiO2 / R2Oz și AІ2Oz / Fe2Oz în secțiunile „krupno-zem” și nămol, luând valoarea lor în roca mamă ca 100%. Bineînțeles, o valoare mai mică de 100% indică o acumulare relativă de sesquioxizi într-o anumită parte a profilului solului și, dimpotrivă, o valoare mai mare de 100% indică o scădere a acestora. Datele obținute sunt prezentate în tabelul 4.

    Analiza datelor din Tabelul 4 face posibilă observarea că, judecând după raportul SiO2 / R2O3 al fracției de argilă, nu există diferențe semnificative între orizonturile solurilor podzolice (± 7%). În secțiunile solurilor decolorate, această tendință persistă, dar nivelul de expansiune a raporturilor moleculare în orizonturile A1 și A2 ajunge la 15-25%, în funcție de gradul de decolorare.

    Valoarea raportului AІ2Oz / Fe2Oz în fracțiunea mâlită a secțiunii de sol slab podzolic și foarte albit este cu adevărat stabilă pe toate orizonturile și, dimpotrivă, diferă semnificativ de puternic podzolic și

    soluri slab decolorate. Adică, este imposibil să se tragă o concluzie fără echivoc cu privire la gradul de diferențiere a nămolului, în funcție de severitatea procesului principal de formare a podzolului sau de albire în secțiunile examinate.

    Tabelul 4

    Analiza magnitudinii raporturilor moleculare în raport cu roca mamă

    Soluri pod-zolice Soluri albite

    puternic - slab - puternic - slab

    podzolic podzolic decolorat decolorat

    Orizont 3 O3 2 SI / 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3 s 3 O3 2 SI 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3<

    Fracțiunea „pământului grosier” (\u003e 0,001 mm)

    A1 103 55 109 110 108 97 100 100

    A2 104 64 126 110 115 87 112 105

    B 97 64 138 160 101 87 80 103

    C 100 100 100 120 100 100 100 100 100

    Fracțiuni „nămol” (< 0,00" мм)

    A1 110 131 107 94 126 104 124 120

    A2 107 120 107 97 115 98 103 122

    B 100 108 93 100 100 102 100 107

    C 100 100 100 100 100 100 100 100 100

    Raportul А12О3 / Рв20з în pământul grosier este oarecum mai expresiv în profilul solului puternic podzolic (-40; -45%) și răcire -13%. În secțiunile solurilor cu o expresie slabă a tipului EPP predominant, acest raport are o tendință pozitivă opusă (+5; + 10%), iar abaterea maximă de la roca mamă (+ 60%) este în orizontul B al solului slab podzolic.

    Astfel, nici datele inițiale privind compoziția materialului, nici încercările de a le analiza folosind diverși parametri calculați nu au dezvăluit diferențe clar pronunțate atât între tipurile de sol podzolic și albite, cât și în funcție de severitatea tipului principal al procesului elementar de formare a solului, în acest caz, formarea podzolului și diminuarea. ...

    Evident, diferențele fundamentale în manifestarea lor se datorează proceselor și fenomenelor mai dinamice asociate formării humusului, stării fizico-chimice și proceselor redox.

    Literatură

    1. Gadzhiev I.M. Evoluția solurilor în taiga sudică a Siberiei de Vest. - Novosibirsk: Nauka, 1982. - 278 p.

    2. Zonn S.V. Pe pădurile brune și solurile pseudopodzolice brune ale Uniunii Sovietice // Geneza și geografia

    phia solurilor. - M.: Nauka, 1966 .-- P.17-43.

    3. Zonn S.V., Nechaeva E.G., Sapozhnikov A.P. Procese de pseudopodzolizare și diminuare în solurile forestiere din sudul Primorye // Pochvovedenie. - 1969. - Nr. 7. - P.3-16.

    4. Ivanov G.I. Formarea solului în sudul Extremului Orient. - Moscova: Nauka, 1976 .-- 200 p.

    5. Organizarea, compoziția și geneza solului sol-pal-podzolic pe argile de acoperire / V.А. Tar-gulyan [și alții]. - M., 1974 .-- 55 p.

    6. Solurile podzolice din părțile centrale și estice ale teritoriului european al URSS (pe roci argiloase care formează sol). - L.: Nauka, 1980. - 301 p.

    7. Rode A.A. Procese de formare a solului și studiul lor prin metoda staționară // Principii de organizare și metode de studiu staționar al solurilor. - M.: Nauka, 1976. - S. 5-34.

    8. Rubtsova P.P., Rudneva E.N. Pe unele proprietăți ale solurilor de pădure brune din poalele Carpaților și câmpiile regiunii Amur // Pochvovedenie. - 1967. - Nr. 9. - S. 71-79.

    9. Sinelnikov E.P. Optimizarea proprietăților și regimurilor solurilor înundate periodic / FEB DOP RAS, Academia Agricolă de Stat Primorskaya. - Ussuriisk, 2000 .-- 296 p.

    10. Sinelnikov E.P., Chekannikova T.A. Analiza comparativă a echilibrului compoziției materiale a solurilor cu diferite grade de albire a părții simple a Primorsky Krai // Vestn. KrasGAU. - 2011. - Nr. 12 (63). - S.87-92.

    UDC 631.4: 551.4 E.O. Makushkin

    DIAGNOSTICUL SOLURILOR ÎN REGIUNILE SUPERIORE ALE DELTEI r. SELENGI *

    Articolul prezintă diagnosticarea solurilor din zona superioară a deltei râului. Selenga pe baza proprietăților morfogenetice și fizico-chimice ale solurilor.

    Cuvinte cheie: delta, sol, diagnostic, morfologie, reacție, conținut de humus, tip, subtip.

    E.O.Makushkin DIAGNOSTICUL SOLURILOR ÎN REALUL SUPERIOR AL DELTEI RĂULUI SELENGA

    Diagnosticul solurilor în zona superioară a deltei râului Selenga pe baza proprietăților morfogenetice, fizice și chimice ale solului este prezentat în articol.

    Cuvinte cheie: delta, sol, diagnostic, morfologie, reacție, conținut de humus, tip, subtip.

    Introducere. Unicitatea deltei râului Selenga este că este singurul ecosistem delta de apă dulce din lume cu o suprafață de peste 1.000 km2 inclusă pe lista obiectelor naturale protejate special din Convenția Ramsar. Prin urmare, este de interes să studiezi ecosistemele sale, inclusiv cele din sol.

    Anterior, în lumina noii clasificări a solurilor din Rusia, am diagnosticat solurile din zonele ridicate ale câmpiei inundabile din apropierea terasei și a unei insule mari (insule) Sennaya în partea de mijloc a deltei, a insulelor mici și mari din partea periferică a deltei.

    Poartă. Efectuați o diagnosticare de clasificare a solurilor din zona superioară a deltei, luând în considerare prezența unui anumit contrast în peisaj și specificitatea influenței factorilor naturali și climatici asupra formării solului.

    Obiecte și metode. Obiectele cercetării au fost solurile aluvionare din zona superioară a deltei râului. Selenga. Siturile cheie au fost reprezentate în albia râului și în câmpia inundabilă centrală a canalului principal al râului lângă satul Murzino, districtul Kabansky din Republica Buriatia, precum și pe insulele cu nume locale: Locuință (vizavi de satul Murzino), Svinyachiy (800 m de satul Murzino în amonte).

    În lucrare au fost utilizate metode comparative geografice, fizico-chimice și morfogenetice. Poziția de clasificare a solurilor este dată în conformitate cu. În aspectul metodologic, luând în considerare cerințele, lucrarea se concentrează în primul rând pe proprietățile morfogenetice și fizico-chimice ale orizonturilor humusului superior. Orizonturile îngropate au fost numerotate, începând de la partea de jos a profilului solului, cu cifre majuscule romane, așa cum se obișnuiește atunci când se studiază formarea solului în câmpiile inundabile ale râurilor.

    Rezultate si discutii. Despre s. Murzino, au fost așezate mai multe secțiuni de sol. Primele trei secțiuni de sol au fost așezate de-a lungul unui transect în secțiuni de la faciesul de jos în fața barajului artificial, direct lângă sat în direcția canalului principal stâng al râului Selenga, format în

    În capitolele anterioare, am vorbit despre reflectarea structurilor geologice în relief și influența asupra reliefului a diferitelor tipuri de mișcări tectonice, indiferent de momentul manifestării acestor mișcări.

    S-a stabilit acum că rolul principal în formarea principalelor caracteristici ale reliefului modern de origine endogenă aparține așa-numitelor cel mai recent tectonic

    Figura: 12. Schema celor mai recente mișcări tectonice (neogene-cuaternare) de pe teritoriul URSS (după NI Nikolaev, foarte simplificat): / - zone de mișcări pozitive foarte slab exprimate; 2-zone ale mișcărilor pozitive liniare slab exprimate; 3 - zone de ridicări arcuite intense; 4 - arii de ridicări și subsidențe liniare slab exprimate; 5 - zone de ridicări liniare intense cu gradiente mari (o) și semnificative (b) ale mișcărilor verticale; 6 - zone de apariție emergentă (a) și predominantă (b); 7-frontieră a zonelor cu cutremure puternice (7 puncte și mai mult); c - limita de manifestare a vulcanismului neogen-cuaternar; 9 - granița de distribuție a existentului

    mișcări,prin care majoritatea cercetătorilor înțeleg mișcările care au avut loc în timpul neogen-cuaternar. Acest lucru este evidențiat destul de convingător, de exemplu, printr-o comparație a hărții hipsometrice a URSS și a hărții celor mai recente mișcări tectonice (Fig. 12). Astfel, zonele cu mișcări tectonice pozitive verticale slab exprimate în relief corespund câmpiilor, platourilor joase și platourilor cu o acoperire subțire de zăcăminte cuaternare: Câmpia est-europeană, o parte semnificativă a câmpiei siberiene de vest, platoul Ustyurt, platoul siberian central.

    Zonele de subsidență tectonică intensă, de regulă, corespund zonelor joase cu un strat gros de sedimente din epoca neogenă-cuaternară: câmpia caspică, o parte semnificativă a câmpiei Turan, câmpia nord-siberiană, câmpia Kolyma etc. Munții corespund zonelor de mișcări tectonice intense, în principal pozitive: Caucazul, Pamirul , Tien Shan, munții Baikal și Transbaikal etc.

    În consecință, rolul de formare a reliefului al ultimelor mișcări tectonice s-a manifestat în primul rând în deformarea suprafeței topografice, în crearea de forme de relief pozitive și negative de diferite ordine. Prin diferențierea suprafeței topografice, cele mai recente mișcări tectonice controlează localizarea pe suprafața Pământului a zonelor de demolare și acumulare și, în consecință, a zonelor cu predominanță a denudării (epuizate) și a reliefului acumulativ. Viteza, amplitudinea și contrastul celor mai noi mișcări afectează semnificativ intensitatea manifestării proceselor exogene și se reflectă și în morfologia și morfometria reliefului.

    Expresia în relieful modern al structurilor create de mișcările neotectonice depinde de tipul și natura mișcărilor neotectonice, de litologia stratelor deformabile și de condițiile fizice și geografice specifice. Unele structuri se reflectă direct în relief, în locul altora se formează un relief inversat, în locul altora - diferite tipuri de forme de tranziție de la un relief direct la unul inversat. Varietatea relațiilor dintre topografie și structurile geologice este deosebit de caracteristică structurilor mici. Structurile mari, de regulă, găsesc expresie directă în relief.

    Formele de relief datorate originii structurilor neotectonice sunt numite morfostructuri.În prezent, nu există o singură interpretare a termenului „morfostructură” nici în raport cu scara formelor, nici în raport cu natura corespondenței dintre structură și expresia acesteia în relief. Unii cercetători înțeleg prin morfostructuri atât drepte, cât și inversate, și orice alt relief care a apărut în locul unei structuri geologice, alții - doar un relief drept. Punctul de vedere al acestuia din urmă este poate mai corect. Morfostructuri le vom numi forme de relief de diferite scale, al căror aspect morfologic corespunde în mare măsură tipurilor de structuri geologice care le-au creat.

    Datele aflate la dispoziția geologiei și geomorfologiei indică faptul că scoarța terestră suferă deformări aproape peste tot și de altă natură: vibrațională, pliată și formând rupturi. De exemplu, teritoriul Fennoscandia și o parte semnificativă a teritoriului Americii de Nord adiacente golfului Hudson se confruntă în prezent cu ridicarea. Ratele de ridicare a acestor teritorii sunt foarte semnificative. În Fennoscandia, acestea sunt de 10 mm pe an (marcajele nivelului mării, realizate în secolul al XVIII-lea pe malul Golfului Botniei, sunt ridicate deasupra nivelului actual cu 1,5-2,0 m).

    Malurile Mării Nordului din Olanda și regiunile învecinate se scufundă, forțând locuitorii să construiască baraje pentru a proteja teritoriul de atacul mării.

    Mișcările tectonice intensive sunt experimentate de zone de pliere alpină și centuri moderne geosinclinale. Conform datelor disponibile, Alpii au crescut cu 3-4 km în timpul neogen-cuaternar, Caucazul și Himalaya au crescut cu 2-3 km numai în timpul cuaternarului, iar Pamirurile cu 5 km. Pe fondul ridicărilor, unele zone din zonele de pliere alpină au o intensă cedare. Deci, pe fondul înălțării Caucazului Mare și Mic, Cașul Kuro-Araks închis între ei se confruntă cu o intensă cedare. Dovada mișcărilor multidirecționale existente aici este poziția litoralului mării antice, predecesorii Mării Caspice moderne. Sedimentele de coastă ale uneia dintre aceste mări - cea târzie Bakinsky, al cărei nivel a fost situat la o înălțime absolută de 10-12 m, este în prezent urmărită în periclină sud-estică a Caucazului Mare și pe versanții munților Talysh la cote absolute de + 200-300 m și în interiorul Câmpiile joase Kuro-Araksin sunt pătrunse de puțuri la cote absolute de minus 250-300 m. Se observă mișcări tectonice intense în crestele oceanului mijlociu.

    Manifestarea mișcărilor neotectonice poate fi judecată după numeroasele și foarte diverse trăsături geomorfologice. Iată câteva dintre ele: a) prezența teraselor maritime și fluviale, a căror formare nu este asociată cu impactul schimbărilor climatice; b) deformarea teraselor maritime și fluviale și a suprafețelor antice de aliniere a denudării; c) recife de corali profund scufundate sau foarte ridicate; d) forme marine costiere scufundate și unele surse carstice subacvatice, a căror poziție nu poate fi

    explicați prin fluctuații eustatice de 1 nivel al Oceanului Mondial sau din alte motive;

    e) văi antecedente formate ca rezultat al tăierii râului printr-o creștere tectonică care are loc pe drumul său - un pli sau bloc anticlinal (Fig. 13),

    Manifestarea mișcărilor neotectonice poate fi judecată și de o serie de semne indirecte. Formele de relief fluviale sunt sensibile la ele. Deci, zonele care se confruntă cu ridicări tectonice sunt de obicei caracterizate printr-o creștere a densității și a adâncimii

    disecția erozională comparativ cu teritoriile stabile tectonic saucufundat. Aspectul morfologic al formelor erozionale se schimbă și în astfel de zone: văile devin de obicei mai înguste, versanții sunt mai abrupți, există o schimbare a profilului longitudinal al râurilor și modificări bruște ale direcției de curgere a acestora în plan, ceea ce nu poate fi explicat prin alte motive etc. Astfel, există o legătură strânsă între caracter și intensitatea ultimelor mișcări tectonice și morfologia reliefului. Această conexiune face posibilă utilizarea pe scară largă a metodelor geomorfologice în studiul mișcărilor neotectonice și a structurii geologice a scoarței terestre.

    1 Fluctuațiile eustatice sunt schimbări lente ale nivelului Oceanului Mondial, care apar simultan și cu același semn în întreaga zonă a oceanului datorită creșterii sau scăderii fluxului de apă în ocean.

    Pe lângă cele mai recente mișcări tectonice, există așa-numitele mișcări moderne,sub care, conform

    V.E. Khain, înțelegeți mișcările manifestate întimpul istoric și emergent acum. Existența unor astfel de mișcări este evidențiată de multe date istorice și arheologice, precum și de date provenite din nivelări repetate. Viteza mare a acestor mișcări observate în mai multe cazuri dictează necesitatea urgentă de a le lua în considerare la construcția structurilor pe termen lung - canale, conducte de petrol și gaze, căi ferate etc.

    CAPITOLUL 6. MAGMATISMUL ȘI FORMAREA RELIEFULUI

    Magmatismul joacă un rol important și foarte divers în formarea reliefului. Acest lucru se aplică atât magmatismului intruziv, cât și al efuzivului. Formele de relief asociate cu magmatismul intruziv pot fi atât rezultatul influenței directe a corpurilor magmatice (batoliti, lacolite etc.), cât și rezultatul pregătirii rocilor magmatice intruzive, care, așa cum am menționat deja, sunt adesea mai rezistente la forțe externe decât gazda rocile lor sedimentare.

    Batolitii se limitează cel mai adesea la părțile axiale ale anticlinoriei. Ele formează forme de relief pozitive mari, a căror suprafață este complicată de forme mai mici, care își datorează aspectul influenței anumitor agenți exogeni, în funcție de condițiile fizice și geografice specifice.

    Exemple de batoliti de granit destul de mari pe teritoriul URSS sunt masivul din partea de vest a creastei Zeravshan din Asia Centrală (Fig. 14), un masiv mare în creasta Kongur-Alagez din Transcaucaz.

    Lacolitele apar singure sau în grup și sunt adesea exprimate înrelieful cu forme pozitive sub formă de cupole "li" pâini ". Cunoscute lacolite din Caucazul de Nord


    Figura: 15. Lacolitele lui Mineralnye Vody, Caucazul de Nord (Fig. N. P. Kostenko)

    (Fig. 15) în zona Mineralnye Vody: munții Beshtau, Lysaya, Zheleznaya, Zmeinaya și alții. Lacolitele tipice, bine exprimate în relief, sunt cunoscute și în Crimeea (munții Ayu-Dag, Kastel).

    Ramurile asemănătoare venei se ramifică adesea din lacolite și alte corpuri intruzive, numite apofize.Au tăiat stâncile gazdă în direcții diferite. Apofizele pregătite de pe suprafața pământului formează corpuri înguste, verticale sau scufundate abrupt asemănătoare pereților care se prăbușesc (Fig. B).Intruziunile stratificate sunt exprimate în relief sub formă de trepte, similar cu etapele structurale formate ca rezultat al denudării selective în rocile sedimentare (Fig. 16, L-L). Intruziunile preparate în pat sunt răspândite în Platoul Siberian Central, unde sunt asociate cu intruziunea rocilor formarea capcanei 1 .

    Corpurile magmatice complică structurile pliate și reflectarea lor în relief. Formațiile asociate cu activitatea magmatismului efuziv sau vulcanismului se reflectă clar în relief, care creează un relief complet original. Vulcanismul este un obiect de studiu al unei științe geologice speciale - vulcanologia, dar o serie de aspecte ale manifestării vulcanismului au o importanță directă pentru geomorfologie.

    În funcție de natura prizelor, se disting erupțiile ariei, liniareși central.Erupțiile Areal au dus la formarea vastelor platouri de lavă. Cele mai cunoscute dintre ele sunt platourile de lavă din Columbia Britanică și Deccan (India).


    Figura: 16. Corpuri intruzive pregătite: ȘI-ȘI- intruziune în pat (prag); B-Bfilă de tăiere (dig)

    Suedez, troppar - scări.

    Masele erupte pot acoperi zone întinse ale suprafeței pământului cu o acoperire continuă chiar și în timpul vulcanismului de fractură.

    În era geologică modernă, cel mai frecvent tip de activitate vulcanică este tipul central de erupție, în care magma curge de la adâncimi la suprafață către anumite „puncte”, situate de obicei la intersecția a două sau mai multe falii. Magma este alimentată printr-un canal îngust de alimentare. Produsele erupției sunt depuse periclinal (adică cu o cădere în toate direcțiile) în raport cu ieșirea canalului de alimentare către suprafață. Prin urmare, de obicei o formă acumulativă mai mult sau mai puțin semnificativă - vulcanul însuși - se ridică deasupra centrului erupției (Fig. 17).

    Într-un proces vulcanic, este aproape întotdeauna posibil să se facă distincția între două etape - exploziv sau exploziv și eruptiv sau stadiul de ejecție și acumulare a produselor vulcanice. Calea asemănătoare canalului către suprafață este străpunsă în prima etapă. Eliberarea lavei la suprafață este însoțită de o explozie. Ca urmare, partea superioară a canalului se extinde ca o pâlnie, formând o formă de relief negativă - un crater. Revarsarea ulterioară a lavei și acumularea de material piroclastic are loc de-a lungul periferiei acestei forme negative. În funcție de stadiul activității vulcanului, precum și de natura acumulării de produse de erupție, se disting mai multe tipuri morfogenetice de vulcani: maars, cupole extruzive, vulcani scut, stratovulcani.

    Maar- forma de relief negativă, de obicei în formă de pâlnie sau cilindrică, formată ca urmare a unei explozii vulcanice. Aproape nu există acumulări vulcanice de-a lungul marginilor unei astfel de depresiuni. Toți maarii cunoscuți în prezent sunt formațiuni inactive, relicte. Un număr mare de maars este descris în regiunea Eiffel din Republica Federală Germania, în Massif Central din Franța. Majoritatea maarselor din climatul umed se umple cu apă și se transformă în lacuri. Mărimi de maars - de la 200 m la 3,5 km în diametru la o adâncime de 60 până la 400 m

    Figura: 17. Conuri vulcanice. Craterele și barancii de pe pante sunt clar vizibile

    1 Material piroclastic este denumirea generală a resturilor formate în timpul erupțiilor vulcanice.

    Craterele de explozie, care, ca urmare a denudării prelungite, au distrus partea de suprafață a aparatului vulcanic, sunt numite tuburi de explozie.În multe cazuri, conductele antice ale exploziei se dovedesc a fi umplute cu o rocă magmatică ultrabazică - kimberlit. Kimberlitul este o rocă diamantificată, iar marea majoritate a zăcămintelor de diamante (în Africa de Sud, Brazilia, Yakutia) sunt asociate cu țevile de kimberlit.

    Morfologia formațiunilor vulcanice acumulative depinde în mare măsură de compoziția produselor efuzive.

    Cupole de extrudare -vulcanii s-au format atunci când lava acidă, de exemplu, liparita, intră la suprafață. O astfel de lavă, datorită răcirii sale rapide și vâscozității ridicate, nu este capabilă să se răspândească și să dea fluxuri de lavă. Se îngrămădește direct deasupra gurii vulcanului și, acoperindu-se rapid cu o crustă de cenușă, ia forma unei cupole cu un caracteristic concentric
    structura. Dimensiunile acestor cupole sunt de până la câțiva kilometri în diametru și nu mai mult de 500 m în înălțime. Domurile extruzive sunt cunoscute în Massif Central, Armenia și în alte părți.

    Scuti vulcaniise formează în timpul unei erupții de tip central în acele cazuri în care lava bazaltică lichidă și mobilă este în erupție, capabilă să se răspândească pe distanțe mari de la centrul erupției. Suprapunându-se reciproc, fluxurile de lavă formează un vulcan cu pante relativ blânde - aproximativ 6- 8 grade, rareori mai multe. În unele cazuri, în jurul craterului se formează doar o creastă inelară îngustă cu pante mai abrupte. Apariția unor astfel de arbori este asociată cu fântâni de lavă, care aruncă zgură pe marginea craterului.

    Vulcanii scut sunt foarte caracteristici peisajului vulcanic din Islanda. Sunt mici și dispăruți aici. Un exemplu de vulcan scut este Muntele Dingya. Baza sa are o lățime de aproximativ 6 km, înălțimea relativă este de aproximativ 500 m, iar craterul are o lățime de aproximativ 500 m. Secțiunea geologică a vulcanului se caracterizează prin stratificare datorită fluxurilor multiple de lavă.

    O altă zonă în care vulcanii-scut sunt deosebit de caracteristici este Hawaii. Vulcanii hawaieni sunt mult mai mari decât cei islandezi. Cea mai mare dintre Insulele Hawaii este de aproximativ. Hawaii - este format din trei vulcani (Mauna Kea, Mauna Loa și Kilauea) de tip scut. Dintre acestea, Mauna Loa se ridică deasupra nivelului mării la 4170 m. În ciuda unei dimensiuni atât de uriașe, pantele acestor munți sunt foarte blânde. La baza vulcanilor, panta suprafeței nu depășește 3 °, mai mare crește treptat la 10 °, iar acul de 3 km altitudine scade din nou puternic. Vârfurile vulcanilor arată ca un platou de lavă, în mijlocul căruia se află un crater uriaș care arată ca un lac de lavă.

    Împreună cu vulcanii care emit doar lavă lichidă, există și cei care erup doar resturi solide - cenușă, nisip, bombe vulcanice, lapilli. Acestea sunt așa-numitele vulcani de zgură.Acestea se formează dacă lava este suprasaturată cu gaze și eliberarea ei este însoțită de explozii, în timpul cărora lava este pulverizată, stropile sale se solidifică rapid. Spre deosebire de conurile de lavă, abruptul pantelor vulcanilor cenușă este de până la 45 °, adică este aproape de abruptul pantei naturale. Pârtiile sunt mai abrupte cu atât materialul care le compune este mai aspru.

    Conurile de zgură sunt numeroase în Armenia. Cele mai multe dintre ele aici sunt limitate la versanții stratovulcanilor mai mari; formele mici se formează adesea direct pe fluxurile de lavă. Aceste conuri pot crește foarte repede. Astfel, conul de cenușă de pe Monte Nuova (Italia, vecinătatea Napoli) a apărut în câteva zile literalmente din senin și este în prezent un deal de până la 140 m înălțime. Cele mai mari structuri vulcanice sunt stratovulcani.Atât straturile de lavă, cât și straturile de material piroclastic sunt implicate în structura stratovulcanilor. Mulți stratovulcani au o formă conică aproape regulată: Fujiyama în Japonia, Klyuchevskaya și Kronotskaya solki în Kamchatka, Popokatepetl în Mexic etc. (vezi Fig. 17). Printre aceste formațiuni, există adesea munți înalți de 3-4 km. Unii vulcani sunt de până la 6 km. Mulți stratovulcani poartă zăpezi veșnice și ghețari pe vârfurile lor.

    Mulți vulcani dispăruți sau temporar inactivi au cratere ocupate de lacuri.

    Mulți vulcani au așa-numitele caldera.Acestea sunt cratere foarte mari, în prezent inactive, cu cratere moderne situate adesea în caldeiră. Se cunosc caldere cu diametrul de până la 30 km. În partea de jos a calderelor, relieful este relativ plat; părțile laterale ale calderelor orientate spre centrul erupției sunt întotdeauna foarte abrupte. Formarea calderelor este asociată cu distrugerea ventilatorului vulcanului prin explozii puternice. În unele cazuri, caldeira are originea eșecului. La vulcanii dispăruți, expansiunea calderei poate fi asociată și cu activitatea agenților exogeni.

    Un relief deosebit este format din produsele lichide ale erupțiilor vulcanice. Lava, turnată din craterele centrale sau laterale, curge pe versanți sub formă de cursuri. După cum sa menționat deja, fluiditatea lavei este determinată de compoziția sa. Lava foarte groasă și vâscoasă are timp să se solidifice și să-și piardă mobilitatea chiar și în partea superioară a pantei. La vâscozitate foarte mare, se poate solidifica în aerisire, formând un „stâlp de lavă” sau „deget de lavă” gigant, așa cum a fost cazul, de exemplu, în timpul erupției vulcanului Pele din Martinica în 1902. De obicei, fluxul de lavă arată ca o creastă aplatizată care se întinde pe pantă , cu o umflare foarte pronunțată la capăt. Lavele bazaltice pot da cursuri lungi care se întind pe mai mulți kilometri și chiar zeci de kilometri și își pot opri mișcarea pe o câmpie sau un platou adiacent unui vulcan sau într-un fund plat al unei caldeere. Debiturile de bazalt de 60-70 km lungime nu sunt neobișnuite în Hawaii și Islanda.

    Fluxurile de lavă cu compoziție de liparit sau andezit sunt mult mai puțin dezvoltate. Lungimea lor depășește rareori câțiva kilometri. În general, pentru vulcanii care emit produse cu compoziție acidă sau intermediară, o parte mult mai mare în volum este piroclastic, mai degrabă decât material de lavă.

    Când se solidifică, fluxul de lavă este acoperit mai întâi cu o crustă de zgură. Dacă scoarța pătrunde într-un anumit loc, partea necurățită a lavei curge de sub crustă. Ca rezultat, se formează o cavitate - grota de lava,sau pestera de lava.Când bolta peșterii se prăbușește, ea se transformă într-o formă de relief de suprafață negativă - șanț de lavă.Jgheaburile sunt foarte caracteristice peisajelor vulcanice din Kamchatka.

    Suprafața curentului solidificat capătă un fel de microrelief. Cele mai frecvente sunt două tipuri de microrelief de suprafață ale fluxurilor de lavă: a) microrelief blocatși b) lavă intestinală.Fluxurile de lavă blocate sunt o grămadă haotică de blocuri unghiulare sau topite, cu numeroase goluri și grote. Astfel de forme noduloase apar la un conținut ridicat de gaz în compoziția lavelor și la o temperatură de curgere relativ scăzută. Lava de tip intestin se disting printr-o combinație bizară de valuri înghețate, pliuri înfășurate, în general, care seamănă într-adevăr cu „grămezi de intestine uriașe sau mănunchiuri de frânghii răsucite” (IS Shchukin). Formarea unui astfel de microrelief este tipică pentru lavele cu o temperatură ridicată și un conținut relativ scăzut de componente volatile.

    Eliberarea gazelor dintr-un flux de lavă poate fi sub forma unei explozii. În aceste cazuri, zgura este îngrămădită sub forma unui con pe suprafața curgerii. Astfel de forme se numesc creuzet.Uneori arată ca niște stâlpi de până la câțiva metri înălțime. Cu o eliberare mai liniștită și mai prelungită de gaze și „fisuri în zgură, așa-numitele fumarole.Un număr de fumarole eliberează produse care se condensează în condiții atmosferice, iar în jurul orificiului de evacuare a gazului se formează creșteri asemănătoare craterelor formate din produse de condensare.

    Cu revărsări fisurate și ariene de lavă, spații vaste par a fi umplute cu lavă. Islanda este o țară clasică a erupțiilor fisurale. Aici, majoritatea covârșitoare a vulcanilor și fluxurilor de lavă se limitează la o depresiune care taie insula de la sud-vest la nord-est (așa-numitul Mare Graben al Islandei). Aici se pot vedea foi de lavă întinse de-a lungul defectelor, precum și crăpături deschise, care nu sunt încă complet umplute cu lave. Vulcanismul fisural este, de asemenea, caracteristic pentru Munții Armeni. Mai recent, erupțiile fisurilor au avut loc pe Insula de Nord a Noii Zeelande.

    Volumul fluxurilor de lavă care erup din crăpăturile din Big Graben din Islanda ajunge la 10-12 metri cubi. km. Revărsări masive de suprafață au avut loc în trecutul recent în Columbia Britanică, pe Platoul Deccan, în Patagonia de Sud. Curgerile de lavă combinate de diferite vârste formează aici platouri continue cu o suprafață de până la câteva zeci și sute de mii de kilometri pătrați. Deci, platoul de lavă din Columbia are o suprafață de peste 500 de mii de kilometri pătrați, iar grosimea lavelor sale ajunge la 1100-


    1800 m. Lavele au umplut toate formele negative ale reliefului anterior, provocând o nivelare aproape perfectă. În prezent, înălțimea platoului este de la 400 la 1800 m. Văile multor râuri sunt adânc tăiate în suprafața sa. Pe cele mai tinere foi de lavă, aici s-au păstrat un microrelief blocat, conuri de cenușă, peșteri de lavă și tranșee.

    În timpul erupțiilor vulcanice subacvatice, suprafața fluxurilor magmatice erupte se răcește rapid. Presiunea hidrostatică semnificativă a coloanei de apă previne procesele explozive. Ca rezultat, se formează un fel de microrelief sferic,sau pernă, lavă.

    Revărsările de lavă nu numai că formează forme de relief specifice, dar pot afecta semnificativ relieful existent. Astfel, fluxurile de lavă pot afecta rețeaua fluvială și pot provoca restructurarea acesteia. Blocând văile râurilor, ele contribuie la inundații catastrofale sau uscat; pierderea fluxurilor de către acesta. Pătrunzând pe malul mării și solidificându-se aici, fluxurile de lavă schimbă contururile litoralului, formând un tip morfologic special al coastelor marine.

    Revărsarea lavelor și ejectarea materialului piroclastic determină inevitabil formarea unui deficit de masă în intestinele Pământului. Acesta din urmă determină cedarea rapidă a unor părți ale suprafeței pământului. În unele cazuri, începutul erupției este precedat de o ridicare vizibilă a zonei. Astfel, de exemplu, înainte de erupția vulcanului Usu de pe insula Hokkaido, s-a format o defecțiune mare, de-a lungul căreia o suprafață de aproximativ 3 km2 s-a ridicat cu 155 m în trei luni, iar după erupție a scăzut cu 95 m.

    Vorbind despre rolul de formare a reliefului al magmatismului efuziv, trebuie remarcat faptul că în timpul erupțiilor vulcanice pot apărea schimbări bruște și foarte rapide în relief și starea generală a zonei înconjurătoare. Astfel de schimbări sunt deosebit de mari în timpul erupțiilor explozive. De exemplu, în timpul erupției vulcanului Krakatau din strâmtoarea Sunda în 1883, care era în natura unei serii de explozii, cea mai mare parte a insulei a fost distrusă, iar în acest loc s-au format adâncimile mării de până la 270 m. Explozia vulcanului a provocat formarea unui val uriaș - un tsunami care a lovit coasta Java și Sumatra. A provocat pagube enorme zonelor de coastă ale insulelor, ducând la moartea a zeci de mii de locuitori. Un alt exemplu de acest fel este erupția vulcanului Katmai din Alaska în 1912. Înainte de erupție, vulcanul Katmai arăta ca un con regulat cu o înălțime de 2286 m. În timpul erupției, întreaga parte superioară a conului a fost distrusă de explozii și s-a format o calderă cu diametrul de până la 4 km și până la 1100 m adâncime.

    Relieful vulcanic este expus în continuare impactului proceselor exogene, ducând la formarea unui fel de peisaje vulcanice.

    După cum știți, craterele și vârfurile multor vulcani mari sunt centre de glaciație montană. Întrucât formele de relief glaciare formate aici nu au trăsături fundamentale, ele nu sunt luate în considerare în mod specific. Formele fluviale ale regiunilor vulcanice au propriile lor specificități. Apele topite, fluxurile de nămol, care se formează adesea în timpul erupțiilor vulcanice, apele atmosferice afectează semnificativ versanții vulcanilor, în special cei în structura cărora rolul principal aparține materialului piroclastic. În acest caz, se formează un sistem radial al rețelei ravine - așa-numitul barrancos.Acestea sunt caneluri de eroziune profundă, divergente, așa cumva, de-a lungul razelor de la vârful vulcanului (vezi Fig. 17).

    Barrancos ar trebui să se distingă de brazdele arate într-un înveliș liber de cenușă și lapilli în blocuri mari aruncate în timpul erupției. Astfel de formațiuni sunt adesea numite sharrami.Sharrs, ca depresiuni liniare originale, pot fi apoi transformate în brazde de eroziune. Se crede că o parte semnificativă a barancilor a fost fondată pe foștii sharr.

    Modelul general al rețelei fluviale în regiunile vulcanice este, de asemenea, adesea radial. Alte trăsături distinctive ale văilor râurilor din regiunile vulcanice sunt cascadele și rapidele formate ca urmare a râurilor care traversează fluxuri de lava înghețate sau capcane, precum și lacuri de baraj sau extinderi de văi asemănătoare unui lac în locul lacurilor drenate care apar atunci când un râu este blocat de un flux de lavă. În locurile în care se acumulează cenușă, precum și pe foi de lavă, datorită permeabilității ridicate a rocilor, în zone întinse s-ar putea să nu existe deloc cursuri de apă. Astfel de zone au aspectul deșertelor pietroase.

    Multe regiuni vulcanice se caracterizează prin aflorimente de ape calde sub presiune, numite gheizere.Apele fierbinți adânci conțin o mulțime de substanțe dizolvate care precipită atunci când apa este răcită. Prin urmare, locurile în care ies izvoarele termale sunt înconjurate de pietre de picurare, de multe ori terase bizare. Gheizerele și terasele lor însoțitoare sunt cunoscute pe scară largă în Parcul Yellowstone din SUA, Kamchatka (Valea Gheizerelor), Noua Zeelandă și Islanda.

    În zonele vulcanice, există, de asemenea, forme specifice de pregătire pentru intemperii și denudare. De exemplu, acoperirile groase de bazalt sau fluxurile de lavă bazaltică, mai rar andezitică, atunci când sunt răcite și sub influența agenților atmosferici, sunt sparte de fisuri în unități coloane. Destul de des, detașamentele sunt stâlpi poliedrici care arată foarte impresionant în aflorimente. Aflorimentele de fisuri de pe suprafața învelișului de lavă formează un microrelief poligonal caracteristic. Astfel de spații de afluențe de lavă, împărțite printr-un sistem de poligoane - hexagone sau pentagone, se numesc „Giganți de pod”.

    Cu denudarea prelungită a reliefului vulcanic, acumulările de material piroclastic sunt distruse în primul rând. Lava mai persistentă și alte formațiuni magmatice


    expus la preparare de către agenți exogeni. Formele tipice de preparare sunt cele menționate mai sus diguri,precum și gât(dopuri de lavă pregătite înghețate în gura vulcanului).

    Disecția erozională profundă și denudarea pantei pot duce la împărțirea platoului de lavă în zonele montane separate ca un platou, uneori departe unul de celălalt. Astfel de forme anormale sunt numite meuse(singular - mesa).

    Figura: 18. Inversiunea reliefului în peisajul vulcanic. În fundal, poziția primară a fluxului de lavă în vale; prim plan - același flux de lavă pregătit (conform lui Davis)

    Ca urmare a denudării prelungite în regiunile vulcanice, pot apărea și forme de relief inversate. Astfel, fluxurile de lavă care ocupau inițial depresiunile de relief (văile) pot forma o eminență alungită a mesei care se ridică deasupra zonei înconjurătoare datorită rolului protector al stratului de armură al lavei (Fig. 18).

    Relieful vulcanic este răspândit pe suprafața Pământului. Până de curând, când se vorbea despre geografia vulcanilor, aceștia se refereau de obicei la vulcani terestre. Studiile din ultimele decenii au arătat că nu există mai puține forme vulcanice în oceane și, aparent, chiar mult mai mult decât pe continente. Numai în Oceanul Pacific, există cel puțin 3 mii de vulcani subacvatici.

    Majoritatea covârșitoare a celor mai noi și moderni vulcani terestri sunt limitați la zone foarte specifice. Una dintre aceste zone are o direcție în principal meridională și se întinde de-a lungul coastelor vestice ale ambelor Americi. O altă zonă bine studiată a regiunilor vulcanice are o lovitură latitudinală. Acoperă zone adiacente Mării Mediterane și se întinde mai spre est, unde se intersectează în regiunea indoneziană cu a treia zonă vulcanică corespunzătoare marginii de vest a Oceanului Pacific. În a treia zonă, majoritatea vulcanilor activi sunt asociați cu arcuri insulare- ghirlande de insule care încadrează periferia Oceanului Pacific, adiacente Asiei și Australiei. Mulți vulcani subacvatici sunt cunoscuți și în apropierea insulelor.

    Un număr relativ mic de vulcani se limitează la zonele de eroare care traversează platforme continentale atât de vechi precum africana.

    În ocean, mulți vulcani formează insule situate departe de continente. Dintre insulele vulcanice oceanice, puteți numi Hawaii, Azore, Reunion, Tristan da Cunha și multe altele. Islanda este o regiune vulcanică specială. La prima vedere, distribuția acestor vulcani pare a fi neregulată, sporadică. Cu toate acestea, există un model destul de clar în distribuția acestor vulcani. Va deveni clar după luarea în considerare a principalelor caracteristici ale morfologiei formelor de relief planetare.

    Cercetătorii topografiei și structurii geologice ale fundului oceanului observă în unanimitate că aici se găsesc adesea monturi subacvatice cu vârf plat. guyotssunt vulcani submarini, vârfurile cărora au fost tăiate prin abraziune la o poziție relativă mai mică a nivelului mării. Datele de foraj și geofizice arată că bazele insulelor oceanice de corali au, de asemenea, origine vulcanică. Fondul oceanic deluros răspândit este considerat în principal creat de erupții vulcanice. Toate acestea indică o dezvoltare deosebit de răspândită a proceselor vulcanice, și anume înlimitele oceanelor.

    CAPITOLUL 7. CUTREMURILE CA FACTOR AL FORMĂRII DE RELIEF ENDOGEN

    La fel ca alți factori endogeni, cutremurele au o semnificație semnificativă de formare a reliefului. Rolul geomorfologic al cutremurelor se exprimă în formarea fisurilor, în deplasarea blocurilor scoarței terestre de-a lungul fisurilor în direcțiile verticale și orizontale, uneori în deformări pliate.

    Se știe, de exemplu, că în timpul cutremurului din Ashgabat din 1948, pe suprafața pământului au apărut multe fisuri de diferite dimensiuni ca urmare a unor tremurături puternice. Unele dintre ele s-au întins pe multe sute de metri, traversând dealuri și văi, în afara conexiunii vizibile cu relieful existent. De-a lungul lor a existat o mișcare a maselor pe o direcție verticală cu o amplitudine uneori de până la 1 m. În timpul cutremurului de la Belovodsk din 1885 (Kârgâzstan), ca urmare a deplasării verticale de-a lungul crăpăturilor blocurilor de scoarță terestră, s-au format cornișe de până la 2,5 m înălțime. ) terasamentul Lisabonei s-a scufundat instantaneu sub apă și la locul său adâncimea golfului a ajuns la 200 m. În timpul cutremurului din Japonia (1923), o parte din Golful Sagami (la sud de Tokyo) cu o suprafață de aproximativ 150 km 2 a crescut rapid cu 200-250 m, în timp ce cealaltă a scăzut 150-200 m.

    Adesea, ca urmare a cutremurelor, se formează structuri de tip graben, respectiv, exprimate în relief sub formă de forme negative. Astfel, în timpul cutremurului Gobi-Altai (1957), în zona epicentrală s-a format un graben de 800 m lățime, 2,7 km lungime, cu o amplitudine de deplasare de-a lungul fisurilor de până la 4 m. fisurile au ajuns la 20 și, în unele locuri, chiar și la 60 m. Ca urmare a cutremurului din regiunea Baikal din 1862, s-a scufundat o zonă semnificativă a stepei Kudarinskaya (în partea de nord-est a deltei Selenga) cu o suprafață de aproximativ 260 km 2, iar în acest loc s-a format Golful Proval cu o adâncime de până la 8 m ...

    Ocazional, în timpul cutremurelor, pot apărea forme de relief specifice pozitive. Astfel, în timpul cutremurului din nordul Mexicului (1887), s-au format movile de până la 7 m înălțime între cele două defecte, iar în timpul cutremurului din Assam din India, o serie de insule s-au mutat în mare, dintre care una avea 150 m lungime și 25 m lățime. fisuri formate în timpul cutremurelor, apa a crescut, transportând nisip și argilă la suprafață. Ca urmare, au apărut mici conuri în vrac de 1-1,5 m înălțime, asemănătoare vulcanilor de noroi în miniatură. Uneori, în timpul cutremurelor, se formează deformări, cum ar fi tulburările pliate. Deci, în timpul cutremurului din Japonia din 1891<на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

    Datorită faptului că multe forme de relief care apar în timpul cutremurelor sunt de dimensiuni relativ mici, sunt distruse rapid sub influența proceselor exogene.

    Nu mai puțin, și poate un rol mai important de formare a reliefului îl joacă unele procese cauzate de cutremure și care le însoțesc. În timpul cutremurelor, ca urmare a unor tremurături puternice, „pe versanții abrupți ai munților, pe malurile râurilor și mării, alunecările de teren, talusurile, viespile apar și devin mai active, iar alunecările de teren și alunecările de noroi în roci foarte umede. Astfel, în timpul cutremurului din Khait din Tadjikistan (1949), au avut loc alunecări de teren mari și talus, iar satul Khait a fost aproape complet îngropat sub o inundație a cărei grosime a atins câteva zeci de metri. Un prăbușire extraordinar a avut loc în Pamirs, ca urmare a cutremurului din 1911. Masa prăbușită a blocat valea râului. Murghab, care a format un baraj cu o lățime de peste 5 km și o înălțime de până la 600 m. Se crede că aceasta este aceeași origine a barajului uriaș din capătul superior al râului. Baksan în Caucaz. Adesea în timpul cutremurelor de pe pante abrupte de munte, tot materialul liber acumulat pe ele începe să se miște, formând pene puternice de talus la picior.

    Ca urmare a cutremurului Alma-Ata din 1911, pe versantul nordic al Zailiyskiy Alatau, alunecările de teren și corpurile umflate au ocupat o suprafață de peste 400 km 2.

    Materialul în vrac acumulat la poalele pantelor montane, în văile râurilor și pâraielor temporare ca urmare a proceselor descrise mai sus, poate servi ca sursă pentru apariția fluxuri de noroi.Grăbindu-se pe văi, fluxurile de noroi fac o muncă distructivă extraordinară și, atunci când părăsesc munții, formează ventilatoare aluviale cu o vastă zonă.

    Alunecările de teren, alunecările de teren, mișcarea blocurilor din scoarța terestră de-a lungul rupturilor provoacă modificări în rețeaua hidraulică: se formează lacuri, apar altele noi, dispar sursele vechi. În timpul cutremurului din Andijan (1902) în valea râului. Vulcanii de noroi s-au format în Karadarya.

    Un anumit rol de formare a reliefului îl au acele cutremure, ale căror centre sunt situate în mare sau, cum se numesc uneori, - cutremure de mare. Sub influența lor, există o mișcare a unor mase uriașe de sedimente largi, saturate cu apă, chiar și pe pantele blânde ale fundului mării.

    Cutremurele de mare, într-o serie de cazuri, provoacă formarea valurilor gigantice ale mării - tsunami, care, prăbușindu-se pe coastă, nu numai că provoacă o distrugere extraordinară a așezărilor și structurilor umane, dar au și un impact semnificativ asupra morfologiei coastelor marine în unele locuri.

    La fel ca vulcanii, cutremurele de pe suprafața globului sunt distribuite inegal: în unele regiuni apar frecvent și ating o forță mare, în altele sunt rare și slabe. Seismicitatea ridicată este caracteristică centurii mediteraneene a structurilor pliate de la Gibraltar la Arhipelagul Malay și părțile periferice ale Oceanului Pacific. Crestele din mijlocul oceanului, regiunea marilor lacuri din Africa de Est și alte câteva teritorii se disting prin seismicitate semnificativă.

    Dacă comparăm hărțile geografiei vulcanilor și cutremurelor, atunci este ușor de văzut că cutremurele sunt limitate la aceleași zone în care sunt concentrate majoritatea vulcanilor activi și dispăruți. Desigur, aceasta nu este o simplă coincidență geografică, ci rezultatul unității manifestărilor forțelor interioare ale Pământului. Această unitate este dezvăluită și mai clar atunci când se compară harta distribuției vulcanilor și cutremurelor cu harta ultimelor mișcări tectonice. Comparația oferă motive pentru a concluziona că atât vulcanii, cât și cutremurele sunt limitate la zone cu cele mai intense mișcări tectonice recente.

    CAPITOLUL 8. STRUCTURA CRESTULUI PĂMÂNTULUI ȘI FORME PLANETARE ALE RELIEFULUI

    Unele forme de mega-, macro și mezoreliefuri, a căror formare este condiționată de activitatea proceselor endogene, au fost luate în considerare mai sus (vezi Cap. 5, 6, 7). Cele mai mari forme de relief - planetare - își datorează și originea lor internă

    forțele Pământului care stau la baza formării diferitelor tipuri de scoarță terestră.

    Datele geofizice, și în special sondajul seismic profund, indică faptul că scoarța terestră sub continente și jgheaburile oceanice are o structură diferită, prin urmare, se disting tipurile continentale și oceanice ale scoarței terestre (Fig. 19).

    crusta continentalăcaracterizată prin grosime ridicată - în medie 35 km, în unele locuri - până la 75 km. Are trei „straturi”.

    Mai sus, există un strat sedimentar format din roci sedimentare de diferite compoziții, vârstă, geneză și grad de dislocare. Grosimea sa variază de la zero la 15 km. Mai jos este un strat de granit, format în principal din roci felsice, asemănătoare compoziției cu granitul. Cea mai mare grosime a stratului de granit se remarcă sub tinerii munți înalți, unde atinge 50 km. În zonele plane ale continentelor, grosimea stratului de granit scade la 10 km.

    Sub stratul de granit se află un strat de bazalt, care și-a primit și numele în mod condiționat: undele seismice trec prin el cu aceleași viteze cu care, în condiții experimentale, trec prin bazalturi și roci apropiate de ele. Adevărata compoziție a stratului de bazalt pe continent este încă necunoscută. Grosimea sa în țările muntoase atinge 15 km, iar în părțile nivelate ale continentelor - 25-30 km.

    Coaja organicădramatic diferit de continent. Pe cea mai mare parte a suprafeței fondului oceanic, grosimea sa variază de la 5 la 10 km. Structura sa este, de asemenea, particulară: sub stratul sedimentar cu o grosime de câțiva kilometri până la câteva sute de metri, există un strat intermediar de grosime variabilă, adesea numit pur și simplu „al doilea strat”. Undele seismice se propagă în ea la viteze mai mari decât în \u200b\u200bsedimentar, dar mai puțin decât în \u200b\u200bstratul de granit. Se crede că stratul intermediar este format din roci sedimentare compactate pătrunse de formațiuni vulcanice. Recent, acest strat a primit denumirea de „subsol oceanic”. Sub acesta se află stratul de bazalt gros de 4-7 km. Astfel, cea mai importantă caracteristică specifică a scoarței oceanice este grosimea redusă și absența unui strat de granit.

    Crusta terestră are o structură specială în zonele de tranziție de la continente la oceane - în centurile geosinclinale moderne, unde se distinge prin structura sa pestriță și complexă. Pe exemplul marginii de vest a Oceanului Pacific, se poate observa că regiunile geosinclinale marginale constau de obicei din trei elemente principale - bazinele mării adânci, arcurile insulare și tranșeele de adâncime. Spațiile corespunzătoare depresiunilor din adâncurile mării (Caraibe, japoneze etc.) au o crustă care seamănă cu structura oceanică. Aici nu există un strat de granit, dar grosimea crustei este mult mai mare datorită creșterii grosimii stratului sedimentar. Masele terestre mari care se învecinează cu astfel de mări (de exemplu, Insulele Japoneze) sunt compuse dintr-o crustă asemănătoare structurii continentului. O trăsătură caracteristică a zonelor de tranziție este, de asemenea, o combinație complexă și tranziții bruște de la un tip de crustă la altul, vulcanism intens și seismicitate ridicată. Acest tip de structură a scoarței terestre poate fi numit geosinclinal.

    Crusta sub crestele oceanice medii este caracterizată de trăsături deosebite. Ea iese în evidență într-un așa-numit special tip riftogen al scoarței terestre.Detalii despre structura scoarței
    acest tip nu este încă complet clar. Cea mai importantă caracteristică a sa este apariția sa sub straturi sedimentare sau intermediare de roci, în care undele elastice se propagă la viteze egale cu 7,3-7,8 km / s, adică mult mai mari decât în \u200b\u200bstratul de bazalt, dar mai mici decât în \u200b\u200bmanta. ... Este posibil ca aici să apară un amestec de materie crustală și de manta. Această presupunere a fost confirmată și în 1974 de rezultatele forajului în ape adânci, efectuate la sud de Azore, pe creasta Mid-Atlanticului.

    Cele mai mari forme de relief planetare corespund fiecăruia dintre tipurile de mai sus ale scoarței terestre (Fig. 19, 20). Continentele corespund tipului continental al scoarței terestre. Ele formează principalele mase funciare. Pe o zonă întinsă, continentele pot fi inundate de apele oceanelor. Au fost numite părți inundate ale continentelor periferia subacvatică a continentelor.În sensul geofizic și geomorfologic, limitele continentelor ar trebui să fie considerate limita inferioară a marginii subacvatice a continentelor, unde stratul de granit se strânge și scoarța de tip continental este înlocuită de cea oceanică.

    Figura: 20. Schema raportului diferitelor tipuri de scoarță terestră și formele de relief planetare:

    / - continente (a) și marginile lor subacvatice (b) - crustă de tip continental; 2 - zone de tranziție - crustă de tip geosinclinal; 3 - fundul oceanului - crustă de tip oceanic; 4 - crestele oceanice medii - tip fitogen al scoarței terestre

    Fondul oceanic corespunde tipului oceanic al scoarței terestre.

    Crusta complexă de tip geosinclinal se reflectă în relieful centurilor geosinclinale sau zonelor de tranziție de la continente la oceane. Mai jos, pe scurt, le vom numi zone de tranziție.

    Tipul riftogen al scoarței terestre corespunde în relief sistemului planetar al crestelor oceanice medii.

    Fiecare formă planetară de relief se caracterizează prin originalitatea formelor sale inerente de mega- și macro-relief, în majoritatea covârșitoare a cazurilor, datorită, de asemenea, diferențelor în structura sau structura scoarței terestre.

    Trecând la descrierea megoreliefului celor mai mari forme de relief planetare ale Pământului, ar trebui subliniat faptul că, odată cu identificarea morfostructurilor planetare, linia de coastă își pierde semnificația ca fiind cea mai importantă graniță fizico-geografică care separă pământul de fundul mării. Cu toate acestea, rolul său este, fără îndoială, mare, deoarece condițiile de formare a reliefului pe fundul mării și pe uscat sunt semnificativ diferite.

    De asemenea, trebuie remarcat faptul că pe continente, care sunt formațiuni foarte complexe, alături de platforme vechi și tinere, morfostructurile foarte tinere sunt răspândite, datorându-și originea mișcărilor de construcție montană alpină și încă nu au pierdut complet trăsăturile inerente regiunilor geosinclinale. Cu toate acestea, aceste morfostructuri se caracterizează prin scoarța continentală deja formată.

    În legătură cu aceste circumstanțe, descrierea suplimentară a formelor megoreliefului terestru este dată, dacă este posibil, separat de megorelieful fundului mării. În consecință, revizuirea megoreliefului continentelor include o descriere generală a câmpiilor și munților pământului, inclusiv „tinere structuri de munte epigeosinclinal. În revizuirea zonelor de tranziție, atenția principală este acordată elementelor marine (oceanice) ale acestei megamorfostructuri.

    CAPITOLUL 9. ELIBERAREA MEGA DE MATERIKS

    Suprafața continentelor, împreună cu marginea subacvatică, precum și formațiunile continentale alpine epigeosinclinale și zonele cu crustă de tip continental în zonele de tranziție, este de aproximativ 230 milioane de kilometri pătrați.

    În ceea ce privește structura, continentele sunt corpuri eterogene complexe formate în timpul evoluției îndelungate a litosferei și a scoarței terestre. Complexitatea evoluției și succesiunea diferitelor etape în formarea continentelor se reflectă în structura lor tectonică și geologică. Prin natura activității tectonice și direcția dezvoltării geologice pe continente, se disting zone mai stabile (mai stabile), care au primit numele platforme,și zone cu mobilitate tectonică mai mare (mobilitate) - zone geosinclinale.Eterogenitatea structurii și dezvoltării platformelor și regiunilor geosinclinale determină diferența de relief în interiorul acestora și face posibilă distincția a două tipuri principale de morfostructuri pe continente - platformăși geosinclinal.O privire mai atentă arată că atât platforma, cât și zonele geosinclinale sunt departe de a fi omogene în ceea ce privește structura geologică, dezvoltarea și vârsta. Această eterogenitate
    se reflectă în relieful continentelor, în diferite tipuri de morfostructuri de diferite ordine.

    Există mai multe clasificări ale mișcărilor tectonice. Potrivit uneia dintre ele, aceste mișcări pot fi împărțite în două tipuri: verticală și orizontală. În primul tip de mișcare, tensiunile sunt transmise într-o direcție apropiată de raza Pământului, în al doilea - de-a lungul unei tangente la suprafața cochiliilor pământului. Foarte des aceste mișcări sunt interconectate sau un tip de mișcare dă naștere la altul.

    În diferite perioade de dezvoltare a Pământului, direcția mișcărilor verticale poate fi diferită, dar componentele rezultate sunt direcționate fie în jos, fie în sus. Mișcările îndreptate în jos și care duc la scufundarea scoarței terestre sunt numite în jos sau negative; mișcările ascendente și ascendente sunt ascendente sau pozitive. Afundarea scoarței terestre atrage după sine deplasarea liniei de coastă spre uscat - transgresiune, sau înaintarea mării. Când sunt crescute, când marea se retrage, ei vorbesc despre asta regresie.

    Pe baza locului de apariție, mișcările tectonice sunt împărțite în suprafață, crustă și profundă. Există, de asemenea, o împărțire a mișcărilor tectonice în oscilator și dislocare.

    Mișcări tectonice oscilatorii

    Mișcările tectonice oscilatorii sau epeirogene (din greaca epeirogenesis - nașterea continentelor) sunt predominant verticale, comune de vaci sau adânci. Manifestarea lor nu este însoțită de o schimbare bruscă a așternutului original al rocilor. Nu există zone pe suprafața Pământului care să nu fi experimentat acest tip de mișcare tectonică. Viteza și semnul (ridicarea-coborârea) mișcărilor oscilatorii se schimbă atât în \u200b\u200bspațiu, cât și în timp. Secvența lor este ciclică la intervale de la multe milioane de ani până la câteva secole.

    Au fost denumite mișcări oscilatorii ale neogenului și cuaternarului cel mai nou, sau neotectonice. Amplitudinea mișcărilor neotectonice poate fi destul de mare, de exemplu, în munții Tien Shan, era de 12-15 km. Pe câmpii, amplitudinea mișcărilor neotectonice este mult mai redusă, dar și aici, multe forme de relief - zonele muntoase și joase, poziția bazinelor hidrografice și a văilor râurilor - sunt asociate cu neotectonica.

    Cea mai nouă tectonică se manifestă în prezent. Viteza mișcărilor tectonice moderne este măsurată în milimetri și, mai rar, în primii centimetri (la munte). De exemplu, pe Câmpia Rusă, ratele maxime de ridicare - până la 10 mm pe an - sunt stabilite pentru Donbass și nord-estul Munților Nipru, iar abaterea maximă - până la 11,8 mm pe an - pentru zona de jos Pechora.

    Trecerea stabilă în perioada istorică este caracteristică teritoriului Olandei, unde oamenii luptă de mai multe secole împotriva apelor înaintate ale Mării Nordului prin crearea de baraje. Aproape jumătate din această țară este ocupată de poldere - câmpii joase cultivate situate sub nivelul Mării Nordului, oprite de baraje.

    Dislocarea mișcărilor tectonice

    LA mișcări de dislocare (din lat. dislocatios - deplasare) include mișcări tectonice de diferite direcții, în principal intracrustale, însoțite de tulburări (deformări) tectonice, adică modificări ale așternutului primar al rocilor.

    Se disting următoarele tipuri de deformări tectonice (Fig. 1):

    • deformări ale devierilor și ridicărilor mari (cauzate de mișcări radiale și sunt exprimate în ridicări și devieri ușoare ale scoarței terestre, cel mai adesea cu o rază mare);
    • deformări pliate (formate ca urmare a mișcărilor orizontale care nu încalcă continuitatea straturilor, ci doar le îndoaie; exprimate sub formă de pliuri lungi sau largi, uneori scurte, care se estompează rapid);
    • deformări de rupere (caracterizate prin formarea de rupturi în scoarța terestră și mișcarea secțiunilor individuale de-a lungul fisurilor).

    Figura: 1. Tipuri de deformări tectonice: a-c - roci

    Pliurile se formează în roci care au o anumită plasticitate.

    Cel mai simplu fel de pliuri este anticlinal - un pli convex, în miezul căruia se află cele mai vechi roci - și sinclinal - un pli concav cu un nucleu tânăr.

    În scoarța terestră, anticlinalele se transformă întotdeauna în sincline și, prin urmare, aceste pliuri au întotdeauna o aripă comună. În această aripă, toate straturile sunt aproximativ la fel de înclinate spre orizont. aceasta monoclinal capătul pliurilor.

    Fractura scoarței terestre are loc atunci când rocile și-au pierdut plasticitatea (rigiditatea dobândită) și părți ale straturilor sunt amestecate de-a lungul planului defectului. Când este deplasat în jos, resetați, sus - înălţa, când se amestecă la un unghi foarte mic de înclinare spre orizont - împingere și împingere. În roci rigide care și-au pierdut plasticitatea, mișcările tectonice creează structuri discontinue, dintre care cele mai simple sunt horsturi și grabeni.

    Structurile pliate, după pierderea plasticității de către rocile lor constitutive, pot fi sparte prin defecte (defecte invers). Ca urmare, anticlinal și sinclinal structuri sparte.

    Spre deosebire de mișcările oscilatorii, mișcările de dislocare nu sunt omniprezente. Ele sunt caracteristice zonelor geosinclinale și sunt slab reprezentate sau complet absente pe platforme.

    Zonele și platformele geosinclinale sunt cele mai importante structuri tectonice care sunt clar exprimate în relieful modern.

    Structuri tectonice - recurent în mod regulat în scoarța terestră a formelor de așternut de roci.

    Geosinclinele - Zone în mișcare liniar alungite ale scoarței terestre, caracterizate prin mișcări tectonice multidirecționale de intensitate mare, fenomene energetice de magmatism, inclusiv vulcanism, și cutremure frecvente și puternice.

    Pe stadiu timpuriu dezvoltarea în ele există o imersiune generală și acumularea de straturi groase de roci. Pe etapa de mijlocCând un strat de roci vulcanico-sedimentare cu o grosime de 8-15 km se acumulează în geosincline, procesele de subsidență sunt înlocuite de o ridicare treptată, rocile sedimentare se pliază și, la adâncimi mari - metamorfizare, magma intră și se solidifică de-a lungul fisurilor și rupturilor care le pătrund. ÎN etapă tarziedezvoltarea la locul geosinclinalului sub influența ridicării generale a suprafeței, apar munți îndoiți înalți, încoronați cu vulcani activi; depresiunile sunt umplute cu depozite continentale, a căror grosime poate ajunge la 10 km sau mai mult.

    Mișcările tectonice care duc la formarea munților sunt numite orogen (clădire montană), iar procesul de orogenie este orogeneză. În timpul istoriei geologice a Pământului, au fost observate o serie de epoci de construcție montană pliată intensiv (Tabelele 9, 10). Acestea se numesc faze orogene sau epoci de construcție montană. Cele mai vechi dintre ele aparțin timpului precambrian, apoi urmează Baikal(sfârșitul Proterozoicului - începutul Cambriei), caledoniană (Cambrian, Ordovician, Silurian, devonian devreme), Hercinian (Carbonifer, Permian, Triasic), Mesozoic, alpin (sfârșitul mezozoicului - cenozoic).

    Tabelul 9. Distribuția geostructurilor de diferite vârste pe continente și părți ale lumii

    Geostructuri

    Continente și părți cu peta

    America de Nord

    America de Sud

    Australia

    Antarctica

    cenozoic

    mezozoic

    Hercinian

    Caledoniană

    Baikal

    Pre-Baikal
    Tabelul 10. Tipuri de geostructuri și reflectarea lor în relief

    Tipuri de geostructuri

    Forme de relief

    Meganticlinoria, anticlinoria

    Munți înalți pliați în blocuri, uneori cu forme de relief alpine și vulcani, mai rar munți în mijloc pliați

    Jgheaburi de la poalele și montanii

    neumplut

    Câmpii joase

    umplut și ridicat

    Câmpii înalte, podișuri, podișuri

    Matrice mediane

    omis

    Câmpii joase, jgheaburi din mările interioare

    ridicat

    Podiș, podișuri, munți

    Iese la suprafața bazei pliate

    Munți cu blocuri pliate mici, mai puțin frecvente, cu vârfuri nivelate și pante tectonice deseori abrupte

    piese ridicate

    Creste, podișuri, podișuri

    părți omise

    Câmpii joase, bazine lacustre, părți de coastă ale mărilor

    cu anteclise

    Dealuri, podișuri, munți cu blocuri îndoite

    cu sineclise

    Câmpii joase, părți de coastă ale mărilor

    Cele mai vechi sisteme montane care există astăzi pe Pământ s-au format în timpul erei caledoniene a plierii.

    Odată cu încetarea proceselor de ridicare, munții înalți se prăbușesc încet, dar constant, până când se formează o câmpie deluroasă în locul lor. Ciclul hiosinclinal este destul de lung. Nici măcar nu se încadrează în cadrul unei perioade geologice.

    După ce a trecut ciclul geosinclinal de dezvoltare, scoarța terestră se îngroașă, devine stabilă și rigidă, incapabilă să se plieze nou. Geosinclina trece într-un alt bloc calitativ al scoarței terestre - o platformă.