АкушерствоАнатомияАнестезиологияВакцинопрофилактикаВалеологияВетеринарияГигиенаЗаболеванияИммунологияКардиологияНеврологияНефрологияОнкологияОториноларингологияОфтальмологияПаразитологияПедиатрияПервая помощьПсихиатрияПульмонологияРеанимацияРевматологияСтоматологияТерапияТоксикологияТравматологияУрологияФармакологияФармацевтикаФизиотерапияФтизиатрияХирургияЭндокринологияЭпидемиология

Типы вулканов и их морфология. Вулканизм и его проявление в рельефе: формы вулканического рельефа

При излиянии лавы на поверхность образуются вулканы. Таким образом, вулкан – выход на земную поверхность подводящей зоны, через которую из глубины поступает в эксплозивной, эффузивной или смешанной форме магматический материал в виде газов, расплавов или рыхлых веществ, а также непосредственно относящиеся к нему скопления твердого вулканического материала. В настоящее время на земном шаре выявлено свыше 4 тыс. вулканов. К действующим относят вулканы, извергающиеся и проявляющие сольфатарную активность (выделение горячих газов и воды) за последние 3500 лет исторического периода.

К потенциально действующим относятся голоценовые вулканы, извергающиеся 3500-13500 лет назад. Их примерно 1343 шт. К условно потухшим относят вулканы, не проявляющие активности в голоцене, но сохранившие свои внешние формы (возрастом моложе 100 тыс. лет). Потухшие - вулканы существенно переработанные эрозией, полуразрушенные, не проявляющие активности в течение последних 100тыс. лет, а в ряде случаевТипизация вулканизма и форма проявления вулканизма зависят от многих, большей частью тесно взаимосвязанных факторов, в зависимости от которых можно провести типизацию вулканизма. Важнейшими факторами следует назвать. тип вулканической деятельности (эффузивный, эксплозивный, экструзивный, смешанный); агрегатное состояние продуктов вулканизма во время извержения (газообразные, жидкие, вязкие, квазитвердые лавы или рыхлые выбросы — шлаки, пеплы, бомбы и т. д.); вид подводящих путей для поступления продуктов вулканизма и характер пространства, занимаемого поднимающейся магмой (площадные (ареальные) извержения, линейные (трещинные), извержения центрального типа); среда, в которой происходит извержение (наземное, подводное, подледное).количество извергнутого материала; приуроченность вулканических процессов к тектоническим структурам.очередь вулканы Гавайских ост

Тип вулканической деятельности определяется характером извержения и зависит от состава лавы, степени ее вязкости и подвижности, температуры, количества содержащихся в ней газов. В вулканических извержениях проявляются три процесса:

1) эффузивный — свободное излияние лавы через подводящий канал и растекание ее по земной поверхностировов, острова Реюньон в Индийском океане и некоторые другие. 2) эксплозивный — взрыв и выброс большого количества пирокластического материала (твердых продуктов извержения) с выделением газов. 3) экструзивный — выжимание, или выдавливание, магматического вещества на поверхность под давлением газов и вышележащих пород в жидком или твердом состоянии, в результате чего образуются обелиски;

4) в ряде случаев наблюдаются взаимные переходы этих процессов и сложное их сочетание между собой. В результате многие вулканы характеризуются смешанным типом извержения – эксплозивно-эффузивным, (экструзивно-эксплозивным).

10 Рельеф, как результат взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов

Уже отмечалось, что главным положением геоморфологии является представление о том, что рельеф формируется в результа­те взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов, действую­щих, как правило, в противоположных направлениях.

Основным источником эндогенных сил является тепловая энергия, которая возникает и накапливается в результате гравита­ционной дифференциации и радиоактивного распада вещества недр Земли. Гравитация и радиоактивность, разогрев и последующее ох­лаждение недр Земли ведут к изменениям объема масс вещества, слагающего мантию и земную кору. Это приводит к возникнове­нию вертикальных и горизонтальных движений; земная кора реаги­рует на них либо деформациями без разрыва пластов (пликативные дислокации), либо разрывами и перемещением (дизъюнктивные дис­локации). Возникают интрузивные (батолиты, штоки) и эффузив­ные (вулканы) геологические образования.

Главным источником экзогенных процессов служит лучис­тая энергия солнца, которая трансформируется в энергию движения воды, воздуха, вещества литосферы, ледниковых масс, которые тесно взаимодействуют с гравитационной энергией и силой притяжения небесных тел, причем последние нередко проявляют себя как само­стоятельно действующие факторы рельефообразования (склоновые процессы, приливные силы). Преобладание экзогенных процессов в конечном итоге приводит к денудации (лат. denudatiо — обна­жение), то есть разрушению и выполаживанию поверхности.

Эндогенные процессы, как правило, создают крупные формы рельефа, которые принято называть структурными (морфоструктуры по И.П. Герасимову). Они проявляются на земной поверхности в результате избирательной (селективной) денудации, препарировки геологических структур, нередко погребенных под рыхлыми оса­дочными отложениями. Так, значительные участки древних матери­ковых платформ отличаются горизонтальной структурой, в которой принимали участие пласты разной стойкости (Устюрт, Восточно-Сибирское плоскогорье, Деканское нагорье). При длительной дену­дации и незначительной амплитуде эпейрогенических колебаний реки здесь формируют широкие плоские долины, разделенные столовыми водоразделами, вершинная поверхность которых прикрывается (бро­нируется) пластом относительно устойчивых пород. К структурно­му рельефу следует отнести также асимметричные хребты и гряды холмов, образованные при моноклинальном залегании горных по­род. При этом речные долины и водоразделы между ними приобре­тают асимметричный профиль; склон долины, совпадающий с паде­нием пласта, развивается как пологий, а противоположный — как крутой. В результате образуются куэстовые хребты, распространен­ные в Крыму, на Кавказе, в Средней Азии.

Своеобразные структурные черты проявляются в рельефе, образованном простыми пологими складками. По мере денудации в осевых частях антиклиналей формируются долины, вытянутые по простиранию складок, а на крыльях с моноклинальным залеганием пластов — куэсты. В процессе длительной эрозии в древних горах возникает "обращенный" рельеф, в котором местами наблюдается инверсия: синклинальные хребты и антиклинальные межгорные до­лины (рис. 7). Связь с геологическими структурами обнаруживает­ся в виде соответствия направления речных долин или озерных котловин с простиранием тектонических трещин, разломов. Наибо­лее ярко это проявляется на щитах древних платформ (Балтийский щит), где большинство рек и озер соответствует линиям тектони­ческих разломов. Эта закономерность свойственна и платформам с мощным чехлом осадочных пород. На Восточно-Европейской рав­нине значительная часть долин Волги и Днепра протягивается вдоль тектонических линий.

29 Временные потоки на равнинах создают разнообразные формы рельефа, которые принято объединять под названием оврагов и балок. В отличие от плоскостного и струйчатого смыва на склонах в период дождей и таяния снега возникают первоначальные формы линейной эрозии — борозды.Линейная эрозия и формирование овражно-балочного типа рельефа относятся к числу неблагоприятных для хозяйственной деятельности природных явленийВ жизни каждого оврага выделяются четыре основные стадии.

В начальной стадии на склоне речной долины, озера или другого понижения образуется эрозионная борозда, которая, становясь местом стока временных водотоков, постепенно расширяется, углубляется и превращается в рытвину или промоину глубиной 1—2 метра и длиной несколько метров. Такой овраг имеет узкое днище, крутые склоны, V-образный поперечный профиль, однако небольшие размеры позволяют его заровнять, уничтожить.

Следующая стадия оврага развивается на базе рытвины, в которую сбрасывается все больше поверхностных вод. Она получила название стадии висячего устья или врезания оврага вершиной. Поперечный профиль остается V-образным, овраг отличается отвесными склонами и отсутствием на дне постоянного водотока (овраг не достиг уровня грунтовых вод). Продольный профиль крутой, невыработанный, на нем выделяется участок вершинного перепада).

Третья стадия развития оврага носит название выработки профиля равновесия. Подобно любому водотоку, овраг стремится выработать профиль равновесия за счет выполаживания и сглаживания неровностей и перепадов, т.е. глубинной эрозии. В этой стадии поперечный профиль его расширяется, склоны становятся более пологими, покрываются плащом осыпей и делювия, а на дне развивается слой овражного аллювия. В устье оврага образуется конус выноса, а если овраг достигает уровня грунтовых вод, появляется небольшой постоянный ручеек. Постепенно процесс выработки профиля равновесия и разрушения склонов приводит к образованию глубокой длинной ложбины (долины) с мягкими очертаниями пологих задернованных склонов, широким днищем и постоянным водотоком. Это стадия балки, т.е. стадия дряхлости оврага и превращения его в речную долину.

Против линейной (овражной) эрозии применяется ряд методов, которые наиболее эффективны в стадии рытвины и выработки профиля равновесия. В начальной стадии возможно механическое выравнивание, а на последней стадии применяются фитодренаж (закрепление травянистой и кустарниковой растительностью), бетонирование вершинного перепада, создание искусственного каскада в целях сокращения скорости весенних потоков и др.

27 Русловой процесс представлен временными и постоянными потоками. Деятельность всех русловых потоков подчиняется определенным законам, проявление которых наблюдается как в больших реках, так и в малых ручьях, поэтому изучать их деятельность можно на небольших искусственных моделях. В основном эти законы сводятся к следующему.1. Внешнее сходство русловых потоков в плане, поперечном и продольном профилях; все русловые водотоки расположены в линейно вытянутых углублениях – долинах, они никогда не пересекаются, а при встрече сливаются друг с другом.2. Работа производимая русловым водотоком, зависит от его «живой силы», т. е. кинетической энергии, которая определяется по формуле:Р=mv2/2Где Р – живая сила, m – масса воды, v – скорость течения. Таким образом, работа водотока пропорциональная массе воды в нем квадрату скорости, т.е. величине уклона. Если масса воды увеличивается, например, в 4 раза, то во столько же раз увеличивается работа; если же в 4 раза повысится скорость, то живая сила, а следовательно, разрушительная деятельность, возрастет в 16 раз. Вот почему горные реки при относительно небольших массах воды, но небольших скоростях отличаются мощной эрозионной деятельностью. Масса воды пропорциональна расходу водотока и зависит от ряда природных условий: климата, рельефа, геологического строения, выходов грунтовых вод, характера растительности и т.д. Скорость же является в первую очередь функцией уклона, а также зависит от формы шерховатости русла и определяется по формуле Шези:v=c√Ri,где с – коэффициент шероховатости русла, обуславливающий силу трения, R – гидравлический радиус (отношение площади живого сечения водотока к смоченному периметру русла), i — уклон.3. Способность водотока проявлять эрозионную или аккумулятивную деятельность, в конечном счете, зависит от соотношения между живой силой реки Р и грузом переносимого ею обломочного материала L,. Если Р >L, преобладают процессы эрозии, Р = L — наблюдается равновесие между эрозией и аккумуляцией, Р <L — преобладает аккумуляция.4. В эрозионной деятельности водотока выделяют донную, или глубинную, и боковую эрозии, соотношение между которыми определяет общий облик долины как основной формы рельефа, созданной текучими водами. Долинами принято называть полые, линейно вытянутые формы рельефа с однообразным, часто неравномерным падением тальвега. Глубинная эрозия направлена на углубление (врезание) русла, а боковая — на подмыв берегов и расширение долины в целом. Обычно на ранних стадиях деятельности водотоков проявляется глубинная эрозия, а долины отличаются значительной глубиной при небольшой ширине. Преобладание боковой эрозии выражается в расширении долины, выполаживании ее продольного профиля, развитии излучин и меандр.5. В развитии долин рек и временных водотоков различаются стадии молодости, зрелости и старости, каждая из которых характеризуется особенностями поперечного и продольного профиля. Смена стадий развития выражается в стремлении водотока выработать профиль равновесия, т.е. плавную кривую движения воды, на которой сглаживаются все неровности продольного профиля, и устанавливается равновесие между живой силой потока, грузом влекомого им обломочного материала и сопротивлением ложа размыву. Возможность вырабатывать профиль равновесия тесно связана с положением базиса эрозии, т.е. наиболее гипсометрически низкой точкой в продольном профиле (или в его отрезке), ниже которого водоток не может углубиться. Общий базис эрозии любого потока — место впадения в океан, озеро, главную реку.Работа каждого водотока происходит по всей его длине, но начинается от основного или местного базиса эрозии. Конечный базис всех процессов эрозии и денудации — уровень океана — служит тем пределом, до которого теоретически может понижаться суша в процессе денудации. Однако подвижность литосферы и уровня океана нарушает формирование профиля равновесия рек и процесс выравнивания земной поверхности. Поэтому флювиальный рельеф развивается непрерывно, стадия "предельного" выравнивания практически недостижима.В начальной стадии развития профиля равновесия при неподвижном базисе эрозии преобладает глубинная эрозия, которая носит регрессивный характер, т.е. продвигается снизу вверх,— пятящаяся, или попятная, эрозия. С ее помощью долины удлиняются (растут) вверх по склону. В зрелой стадии наблюдается сполаживание продольного профиля в нижней части и происходит накопление аллювия. Этот процесс постепенно распространяется вверх по профилю. Изменение положения базиса эрозии— основная причина нарушения кривой профиля равновесия в сторону его омоложения (при понижении базиса эрозии) или старения (поднятие базиса эрозии) (рис. 21). 6. Аккумулятивная деятельность водотока начинается с того момента, когда вся его живая сила тратится на перенос материала и преодоление трения. В результате накапливается особый вид континентальных отложений — аллювий (лат. alluvio — нанос, намыв), различают речной (пойменный, террасовый, русловой, старичный) аллювий, мощность которого может достигать многих метров, и овражный, балочный, аллювий. Этот вид отложений отличается сложностью и сортированностью материала. Последний может быть представлен как мелкими илисто-глинистыми или песчаными осадками в равнинных реках, так и грубым гравийно-галечниковым и глыбовым материалом — в горных реках.

15 Проявления эндогенных сил - сейсмические явления, кот.отличаются быстротой и выделением огромного кол-ва энергии. Геоморф. роль землетрясений: образование трещин, смещение блоков земной коры по трещинам в вертикальном и горизонт.направлениях, иногда в складчатых деформациях. Глубина расположения центра землетрясений (гипоцентр) колеблется от десятков м в рифтовых зонах до сотни км в геосинклиналях — глубоководных океанических желобах, вблизи островных дуг. Сейсмических волн возникают деформации земной коры, кот.наиболее интенсивно проявляются вблизи эпицентра, т. е. в зоне, перпендикулярной гипоцентру. Во время сильных разрушительных землетрясений в 10-12 баллов образуются трещины длиной в сотни м, по линиям разломов происходят вертикальные смещения блоков земной коры с амплитудой до неск. десятков м. Нередко наблюдаются явления надвигов, горизонтальных сдвигов, иногда складчатых деформаций. О силе сейсмических проц. свидетельствует выделяющаяся колоссальная энергия, достигающая 1018 Дж.

Определенную роль в изменениях рельефа играют моретрясения, т.е. сейсмические проявления с эпицентром на дне океана. Под их воздействием сдвигаются огромные массы рыхлых пород, скопившихся на склонах морского дна, вызывая перемещение и переотложения океанических осадков. Вызываемые моретрясениями гигантские волны - цунами, обрушиваясь на берег, производят крупные разрушения и изменения береговой линии.

Не меньшую роль в изменении и преобразовании земной поверхности играют проц., следующие за подземными толчками, особенно в горных районах. Наибольшее распространение имеют обвалы, осыпи, оползни, оплывины, осовы, кот.вызывают изменения в гидросети: образуются озера, появляются новые, исчезают старые источники. Нередко землетрясения служат причиной гигантских горных селей, кот.производят разрушительную, преобразующую работу на склонах, а у подножий гор формируют обширные конусы выноса.

Около 80 % землетрясений – Тихоокеанский пояс (зона сочленения континентальной коры с океанической, где в пределах глубоководных океанических желобов по глубочайшим разломам происходит погружение океанических плит под континентальные и наращивание молодой континентальной коры). 2-ой пояс – Альпийский, обусловлен заложением и развитием континентальных рифтовых зон, проц. дробления земной коры. Ещё одна область сейсмизма – срединные океанические хребты, где эндогенные проц. связаны с восходящими потоками мантийного в-ва, кот приводят к наращиванию новой океанической коры.64

Аккумулятивные формы пустынь обязаны своим происхождением эоловой деятельности. Под действием ветра рыхлые породы в пустыне относительно легко передвигаются. Мощность приземного ветрового потока изменяется от нескольких до 25 - 30 метров. Большая часть песка переносится в слое до 25 сантиметров, при этом образуется "поземка", а при силе ветра в 6 - 7 баллов ползущий песок сливается в сплошную массу. Дальность переноса песка и особенно пыли достигает нескольких тысяч километров. В 1863 году на Канарских островах выпал пыльный дождь массой 10 миллионов тонн, принесенный самумом из Сахары. Ветер афганец занимает огромные территории в пустынях Малой и Средней Азии. Пылеватые частицы переносятся на периферии пустынь на высоте нескольких километров, образуя пыльные бури. Этот процесс относится к числу стихийных бедствий в районах, освоенных под сельское хозяйство, но с недостаточным увлажнением в летнее время. В 30-х годах XX века в Северо-Американских прериях возникали пыльные бури, в результате которых за один день выносилось около 300 миллионов тонн верхнего, наиболее плодородного слоя почвы. Черные бури разразились в 1960 и 1969 годах в сухих степях европейской части Советского Союза и разрушили черно-земные почвы на глубину нескольких сантиметров. Таким образом, ветровая дефляция и перенос рыхлого материала не ограничиваются пределами пустынь.

Эоловая аккумуляция — как бы конечный процесс эоловой деятельности. Она проявляется в песчаных пустынях. Песок может иметь морское, аллювиальное, озерное происхождение, но в результате ветровой переработки возникает эоловый тип континентальных осадочных пород, для которого характерны хорошая окатанность зерен, четкая сортировка, преобладание частиц размером 0,05 - 0,25 миллиметра, распространение устойчивых минералов (кварц), наклонная слоистость, желтоватые и красноватые тона.

В Северной Африке песчаные пустыни называются эргами, в Средней Азии — кумами Они занимают огромные площади и отличаются специфическим и разнообразным рельефом.

Геоморфолог пустынь Б.А. Федорович выделяет три основных типа песчаного рельефа: барханный, свойственный, главным образом, тропическим пустыням; полузаросший, характерный для внетропических пустынь; дюнный (внепустынный). Обычно образование первичных песчаных форм начинается с возникновения небольших эмбриональных дюн, или холмиков-косичек. Они появляются в результате обтекания ветром, несущим песок, небольшого препятствия (камня, кустика). Холмики-косички образуются и при пульсирующем действии ветра — возникает песчаная рябь, создающая неровную поверхность. Холмик-коса растет, сам он становится препятствием для ветра и служит причиной навевания песка. Постепенно вырастает неподвижная дюна. Она ориентируется в направлении ветра и имеет асимметричный профиль с крутым подветренным и пологим наветренным склонами. В ходе естественной эволюции многие дюны приобретают серповидную форму, свойственную барханам (рис. 65). Это достаточно крупные (высота от не-скольких до 30 — 50 метров) холмы с заостренными рогами (концами), выдвигающимися вперед под влиянием постоянно дующего ветра. Крутизна длинного наветренного склона 10 - 15°, короткого подветренного — до 35°. При больших скоплениях открытых песков образуются групповые барханы, которые, сливаясь друг с другом, формируют поперечные барханные цепи высотой до 100 метров и длиной более 10-15 километров. Барханы и барханные цепи медленно передвигаются по направлению ветра благодаря пересыпанию песка через вершину бархана с пологого на крутой склон. Скорость движения достигает нескольких метров в год (рис. 66).

Поперечные барханы и барханные цепи связаны с сезонными ветрами двух взаимно противоположных направлений. Если ветер имеет постоянное направление, то возникают продольные песчаные гряды, вытянутые вдоль ветра. Это относительно узкие, длинные, симметричные валы высотой 10-15 метров, вытянутые несколькими параллельными грядами, которые разделены понижениями шириной 200 - 500 метров и более. Образование продольных песчаных гряд связано не только с деятельностью ветра, но и с работой временных потоков. В этом случае гряды являются узкими водоразделами между сухими долинами, а их общее оформление обязано ветровой дефляции и аккумуляции. Сочетание горизонтального движения ветра с резкими восходящими и нисходящими потоками воздуха вызывает одновременно дефляцию, перенос, аккумуляцию и корразию. Этим объясняются выходы в песчаных отложениях глин (такырные поверхности) и даже коренных пород, поэтому положительные формы в пустынях сочетаются с отрицательными котловинами выдувания

К одиночным аккумулятивным эоловым формам относятся полисинтетические, или многосложные барханы, одиночные пирамидальные и прислоненные дюны. Первые появляются в условиях значительных площадей открытых песков, когда более подвижные небольшие барханы перемещаются быстрее крупных, наползают на их пологие склоны, создавая сложные песчаные формы. Пирамидальные дюны возникают в результате интерференции ветров разных направлений, но с самостоятельными источниками песчаного материала. Эти дюны достигают значительных размеров. Например, одиночная пирамидальная дюна Сарыкум в Дагестане имеет высоту более 153 метров. Прислоненные дюны встречаются на морских берегах аридных стран и представляют собой песчаный шлейф, навеянный ветром на прилегающий склон. Характерные для перегляциальных областей параболические дюны описаны в главе 12.

С деятельностью ветра связаны и такие скопления песчаных форм, как бугристые пески, широко распространенные в пустынях умеренного пояса. Это беспорядочные сочетания песчаных бугров высотой 3-5 метров и разделяющих их котловин выдувания. Чаще всего бугристые пески покрыты редкими экземплярами ксерофитных растений. На берегах водоемов встречаются кучевые пески (кучугуры), появление которых связано с задержанием песка вблизи кустиков растений. В этих же местах нередко образуется полоса прибрежных продольных дюн, часто подвижных. Такие скопления известны вдоль Финского и Рижского заливов Балтийского моря в зоне пляжа.

62 Пустыня — тип ландшафта, характеризующийся равнинной поверхностью, разреженностью или отсутствием флоры и специфической фауной.

песчаные — на рыхлых отложениях древнеаллювиальных равнин;

лёссовые — на лёссовых отложениях подгорных равнин;

суглинистые — на слабокарбонатных покровных суглинках равнин;

глинистыетакыровые — на подгорных равнинах и в древних дельтах рек;

глинистые — на низкогорьях, сложенных соленосными мергелями и глинами,

галечные и песчано-галечные — на гипсированных плато и подгорных рaвнинaх;

щебнистые гипсированные — на плато и молодых подгорных рaвнинaх;

каменистые — на низкогорьях и мелкосопочниках;

солончаковые — в засоленных понижениях рельефа и по морским побережьям.

Площадь пустынь – 57млн.км

Пустыни в неогене.

Наиболее распространены в тропиках, субтропики, умер. Широты

Деятельность ветра в пустынях представлена

--дефляцией,(сдувание)

корразией (соскобленный, сцарапанный), -переносом мелкого сухого материала -- аккумуляцией.

По характеру увлажнения пустыни относятся к аридным и ульроаридным. Критерии опустынивания

- биогенный (растительность, живые организмы о т.д)

- климатические (Осадки, температура, увлажнение)

67 Формирование аккумулятивного морского берега, их типы.

Среди форм морской аккумуляции различают береговые и подводные валы высотой несколько метров, сложенные преимущественно песчаным и песчано-галечниковым материалом. Береговой вал образуется в тех случаях, когда прибойный поток намного сильнее обратного и последний оставляет на пляже большую часть переносимого материала. Значительными по высоте аккумулятивными формами являются бары, косы, в состав которых, кроме песка, входят галька, обломки раковин и более грубый материал. Иногда лагуна вовсе отчленяется от моря, образуя солоноватое озеро. В этом случае косу принято называть пересыпью. Из известных аккумулятивных морских образований наибольшую длину (200 километров) имеет коса Арабатская Стрелка, отде-ляющаяСивашскую лагуну от Азовского моря.

По принятой в геоморфологии генетической классификации выделяются следующие типы берегов: фиордовые, шхерные, криоабразионные в зонах древнего оледенения и вечной мерзлоты, риасовые, лиманные, далматинские, аральского типа, сбросово-глыбового расчленения, лагунные, коралловые, вулканические.

Биогенные берега.

-Тростниковые берега

-Мангровые берега

-Коралловые берега

Антропогенные берега56

Специфические процессы и формы рельефа в зоне вечной мерзлоты связаны с проявлением некоторых физических свойств пресной воды, в частности, увеличением ее объема при замерзании и сокращением при таянии. Это служит одной из причин сезонности развития многих геоморфологических процессов и связанных с ними форм.

-----солифлюкция --- представляют медленное течение верхнего слоя почвы или горных пород, перенасыщенных влагой, по пологим склонам. Летом, благодаря водоупорным свойствам постоянно мерзлых грунтов и слабому испарению, в верхнем оттаявшем слое почвы накапливается много влаги. В результате насыщение водой грунтов увеличивается и под влиянием силы тяжести они начинают медленно сползать по склонам. Образуются вытянутые языками солифлюкционные террасы, натечные валы, потоки.

----Процесс выпучивания (вспучивания) грунтов широко проявляется в условиях сезонной смены таяния и замерзания верхнего деятельного слоя. Поверхностный слой горных пород (при замерзании), выталкивает снизу вверх валуны и крупные части рыхлого грунта. Так образуются бугристый рельеф, торфяные бугры, скопления валунного и обломочного материала, вытолкнутого на поверхность.

----Каменные кольца (полигоны, многоугольники) представляют собой слабовыпуклые, округлые или многоугольные площадки, сложенные мелкоземистым однородным материалом, оконтуренные каменным венком из грубых валунно-галечниковых пород. Формирование таких поверхностей объясняется процессом многократного замерзания и оттаивания частичек некогда разнородного грунта.

----медальонной тундрой. (выпучивание из трещин глин)

---- Термокарст--- относится к числу важных рельефообразующих факторов. Он связан с вытаиванием подземного погребенного жильного льда, заключенного в мерзлом грунте, и последующим проседанием верхнего слоя почвы или рыхлой горной породы. Образуются округлые плоские термокарстовые западины, блюдца протаивания, в них формируются мелководные термокарстовые озера.

41 Так как флювиальные формы рельефа, подвергаются воздействию других экзогенных процессов, используют термин не эрозионный, а эрозионно-денудационный тип рельефа. Эрозионно-денудационный рельеф является основным определяющим типом и развит во всех природных зонах и климатических поясах, кроме арктического и антарктического.Эрозионно-денудационный рельеф наиболее широко распространен в горах и на равнинах (особенно возвышенных) в условиях гумидного и семигумидного климата. Наиболее широко распространены следующие типы эрозионно-денудационного рельефа:1. Долинный;2. Долинно-балочный (сыртовый);3. Овражно-балочный (адырный);4. Бедлендовый5. Куэстовый6. Плоскогорный (тепуйи).Типы эрозионно-денудационного рельефа определяются 1) густотой расчленения, 2) глубиной эрозионного расчленения 3) соотношением с геологическими структурами, 4) ориентировкой эрозионных форм и их морфологией и др. критериями. Густота эрозионного расчленения определяется главным образом климатом и характером пород, слагающих ту или иную территорию. Рельефообразующая роль климата обусловлена количеством осадков, их типом, режимом и временем выпадения. Влияние горных пород на густоту расчленения связано с их инфильтрационными свойствами, т.е. способностью переводить поверхностный сток в подземный. Глубина эрозионного расчленения зависит от гипсометрического положения местности (более глубокое расчленение гор) и тектонического режима, т.е. развивается рельеф по восходящему или нисходящему типу. Тектонический режим влияет и на густоту расчленения. Геологические структуры, сложенные породами разной стойкости, часто обусловливают плановый рисунок гидрографической сети и определяют морфологию эрозионно-денудационного. Долинный - образован сочетанием рек и их притоков разного порядка. Долинно-балочный - характерен для равнин южной части лесной зоны (за пределами распространения релик-тового ледникового рельефа), лесостепной и отчасти степной зон. Особое развитие получил в пределах возвышенных пластово-денудационных равнин (северные части Среднерусской и Приволжской возвышенностей) Здесь он называется «сыртовый тип». Общий облик рельефа — увалистый, благодаря чередованию речных долин и балок с вытянутыми полого-склоновыми возвышенностями (увалами) с плоской или слегка выпуклой вершинной поверхностью. Долинно-балочный рельеф развит и севернее — в лесной зоне, но здесь его облик меняется в связи с тем, что междуречья заняты холмисто-западинным рельефом ледникового происхождения. Овражно-балочный рельеф - развит в южной части лесостепной и в степной зонах в пределах пластово-денудационных возвышенных равнин, сложенных рыхлыми легкоразмываемыми (лёссами или лессовидными суглинками) породами. Кроме речных долин и мелких эрозионных форм, основными формами рельефа здесь являются овраги и балки, образующие сложно разветвленные системы. Плоскогорный тип рельефа - формируется в условиях столовой (горизонтальной или близкой к ней) структуры при наличии стойких (бронирующих) пластов. Куэстовый тип Представляет сочетание параллельных друг другу хребтов или гряд с асимметричными склонами, сложенными моноклинально залегающими породами. Системой трех куэст – южной, средней и северной – являются Крымские горы. Северное предгорье Кавказа образуют три куэстовых хребта: Лесистый, Пастбищный и Скалистый. Высота последнего достигает 2000 м.

44 Ледники в горах отличаются значительной длиной при небольшой площади. Ледники в горах отличаются значительной длиной при небольшой площади.. Преобразующая деятельность горных ледников настолько значительна, что сочетание типичных ледниковых форм принято называть альпийским рельефом.

Ледник в горах похож на медленно текущую реку. Подобно реке, ледник движется по долине (трог); как и река, ледник принимает боковые притоки; деятельность ледника выражается в способности разрушать (выпахивание, экзарация) и аккумулировать; в результате возникают специфические ледниковые формы рельефа. Отличия горных ледников от рек: скорость движения ледников может достигать нескольких десятков м в год, но обычно не превышает 0,5 м.

Типы ледников:

--- Горный (стока)

--- Покровный (растекания) (Антарктида, Гренландия)

1) ледниковые купола (выпуклые, круглые, до 1000м)

2) Ледниковые щиты (выпуклые выше 1000 м)

3) Выводные ледники. (текучие реки льда) 4) шельфовые ледники (прибрежные)

--- Переходные 1)сетчатый 2) предгорный

Типы горных:

Висячий, прислонённый, склоновый, каровый, карово – долинный, котловинный, долинный (альпийский), сложно долинный, предгорный, детритовый (ветвящийся))

Горные ледники производят большую аккумулятивную работу, перенося и откладывая моренный материал. Морена — рыхлая горная порода, включающая различные по механическому составу частицы от глинистых до валунов. Глинисто-песчаные фракции морены образуются в процессе абразивной экзарации вследствие трения льда и вмерзших в него обломков горных пород. Крупные глыбы являются результатом экзарации отщепления под действием горизонтального давления льда на выступы коренного ложа.

В горных ледниках встречаются разные виды морен: на контакте льда и коренного ложа формируется донная морена, параллельно склонам трога, где трение льда о горные породы особенно значительно, накапливаются боковые морены, а выступы ложа или боковая морена притока служат материалом для срединной морены; скопление в теле ледника обломков, просочившихся по многочисленным трещинам, создает внутреннюю морену (рис. 42).

Среди горных ледников наиболее распространен альпийский, или долинный, тип: Альпы, Гималаи, Кавказ, Тянь-Шань, Анды. Ледники этого типа имеют хорошо выраженную область питания в виде крупного цирка и область абляции — вытянутый язык, который занимает троговую долину. В горах с небольшой площадью оледенения выделяют тип каровых ледников, целиком лежащих выше снеговой линии в днищах каров; переметные ледники отличаются тем, что языки, расположенные на разных склонах, имеют единый питающий бассейн, туркестанский тип ледников характеризуется отсутствием постоянного фирнового бассейна, они питаются в основном снежными лавинами.

Дата добавления: 2015-11-26 | Просмотры: 1333 | Нарушение авторских прав