≡×МЕНЮ

• Кесарів розтин
• Календар щеплень
• Аналізи крові
• Післяпологовий період
• Підготовка до пологів

Рельєфоутворююча роль новихтектонічних рухів земної кори. Рельєф та геологічна будова

Тектонічні рухи є одним з найважливіших факторів у розвитку геологічних процесів, що змінюють образ Землі. Вони призводять до перетворення земної кори, змінюють форми рельєфу поверхні, контури суші і моря, впливаючи цим на клімат.

Тектонічні рухи впливають на вулканізм, на процеси осадконакопичення і визначають розміщення корисних копалин у земній корі.
Тектонічні рухи виражаються у вигляді повільних піднять і опускань, що призводять до трансгресій та регресій моря у вигляді загального зминання земної кори з утворенням високих

гірських масивів та глибоких западин, утворенням складок, а також у формі руйнівних землетрусів, що супроводжуються виникненням тріщин зі значним зміщенням блоків кори по вертикалі та горизонталі.
Залежно від напрямку напруги тектонічні рухи поділяють на вертикальні (радіальні) та горизонтальні (тангенціальні). При аналізі вертикальних рухів розрізняють висхідні (позитивні) та низхідні (негативні) рухи. Цим рухам частіше відповідають повільні, плавні підняття чи опускання, що охоплюють території континентів і океанічних западин чи його частин. Це епейрогенічні рухи (грец. "Епейрос" - материк).
Рухи тангенціальні (щодо до поверхні земної кори) пов'язані з певними зонами і призводять до істотних деформацій земної кори. Це орогенічні рухи (грец. "Орос" - гора).
Тектонічні рухи і структури земної кори, що виникають при цьому, вивчають геотектоніка і структурна геологія.
Для відновлення тектонічних рухів минулих епох використовують спеціальні методи, що дозволяють відтворити загальну картину тектонічних рухів для певної доби.
Про характер сучасних тектонічних рухів ми судимо, спостерігаючи сучасні процеси, які наочно проявляються у галузях активних землетрусів та вулканізму: 1) сучасні вертикальні тектонічні рухи фіксуються шляхом повторного нівелювання; 2) нові рухи, тобто. що відбувалися в неоген-четвертинний час, вивчають за допомогою геоморфологічних методів, аналізуючи рельєф поверхні Землі, морфологію річкових долин, розташування морських терас, потужність четвертинних відкладень.
я,". Значно важче вивчати тектонічні рухи минулих геологічних епох. Методами вивчення цих рухів є: 1) аналіз стратиграфічного розрізу; 2) аналіз літолого-палеогеографічних карт; 3) аналіз потужностей; 4) аналіз перерв і незгод; 5) структур-цій аналіз, 6) палеомагнітний аналіз, 7) формаційний аналіз.

1. Аналіз стратиграфічного розрізу дозволяє простежити тектонічні рухи
   великої ділянки земної кори протягом багато часу. Вихідним матеріалом для аналізу
   є стратиграфічний розріз (колонка), який необхідно досліджувати з позицій зради
   ня обстановки накопичення порід у їх стратиграфічній послідовності.

   Вивчаючи речовий склад, структурні та текстурні особливості порід, укладені в них скам'янілості, вдається виділити типи відкладень, які накопичуються на різних гіпсометричних
   рівнях щодо урізу води морського басейну та відповідно охарактеризувати обстановку осадконакопичення. Негативні тектонічні рухи в умовах стабільного винесення уламкового матеріалу в басейн призводять до поглиблення його дна та зміни вгору по розрізу мілководних відкладень більш глибоководними. Навпаки, позитивні тектонічні рухи призводять до обмілення басейну і зміни по розрізу глибоководних відкладень мілководними, наземними і далі розмивом відкладень, що раніше накопичилися. Негативні тектонічні рухи сприяють розвитку морських трансгресії, а позитивні викликають регресію.
   2) Літолого-палеогеографічний аналіз. Аналіз літолого-палеогеографічних карт дозволяє судити про спрямованість рухів та розподіл прогинів і піднятий на площі. Зазвичай
   області акумуляції відкладень відповідає негативна структура, області денудації - поклади
   тільна. У зв'язку з диференційованістю рухів на тлі великої негативної структури можуть виділятися ділянки відносних піднятий з морськими мілководними відкладами серед більш глибоководних. Така ділянка являє собою підводне підняття - мілину і може відповідати зростаючій антиклінальній структурі. Ділянка поширення щодо глибоководних
   відкладень серед мілководних повинен відповідати западині на дні басейну.

   Зазвичай характер тектонічних рухів виразніше виявляється під час аналізу литолого-палеогеографических карт, складених для кількох послідовних відрізків часу.
   3) Аналіз потужностей. На ділянках прискореного прогинання накопичуються опади більшої
   потужності, на ділянках уповільненого прогинання - меншої потужності, в областях здіймання -
   потужності дорівнюють нулю.

   Дані про потужності одновікових відкладень наносять на карти; точки рівних потужностей з'єднують лініями – ізопахітами (рис. 23). По картах з ізопахітами можна будувати висновки про розподіл ділянок відносних прогинів і піднятий. Проте аналіз потужностей необхідно поєднувати з аналізом фаціаль-
   Рис. 23. Карта рівних потужностей одновікової піщано-глинистої товщі (ізолінії потужностей намічають положення прогину, що формувався під час осадокопичення): / - точка виміру і потужність (м); 2 - ізолінії потужностей (ізопахіти). (Запозичено у Г.І.Немкова та ін., 1986)
   ної обстановки накопичення осаду, т.к. він застосовується тільки для певних умов осадокопичення, коли швидкість прогинання ложа компенсується швидкістю накопичення на ньому
   опадів. У разі декомпенсованого розрізу протягом величезних проміжків часу може
   накопичитися незначний за потужністю шар осаду.
   
   
   4) Аналіз перерв та незгод. Позитивні тектонічні рухи в стратиграфічному розрізі виражаються зміною щодо глибоководних відкладень мілководними,
   мілководних - прибережними та континентальними. У такому разі, якщо ці рухи призвели до
   підйому накопичених опадів вище за рівень моря, починається їх розмив. При подальшому зануренні нова серія опадів лягає на розмиту поверхню, яка називається поверхнею перерви або поверхнею незгоди. Ці поверхні фіксуються випаданням із нормальної послідовності тих чи інших стратиграфічних підрозділів, присутніх
   там, де позитивні рухи не виявлялися. Якщо відкладення вище та нижче поверхні,
   що фіксує перерву в осадконакопінні, залягають з однаковими кутами нахилу (стратиграфічна незгода), можна говорити про повільні позитивні рухи, що охопили
   великі площі. Якщо спостерігаються різко відмінні кути нахилу (кутова незгода), то опади, що накопичилися раніше, до моменту нового занурення і осадконакопичення зазнали складкоутворення, могли бути порушені розривами (рис. 24). Глибина розмиву підстилаючої товщі та
   тривалість перерви в осадонакопиченні свідчать про амплітуди
   Рис. 24. Стратиграфічна (а) та кутова (б) незгоди Послідовність подій: а - накопичення опадів нижньої пачки, підняття, розмив покрівлі нижньої пачки, занурення, накопичення опадів верхньої пачки; б - накопичення опадів нижніх пачок, підняття, складкоутворення та переміщення блоків по розлому, розмив, накопичення опадів вевхньої пачки (запозичено у Г.І.Немкова та ін, 1986)
   тектонічних рухів, що призвели до незгоди між товщами порід. Товщі порід, відокремлені від підстилаючих та покривають відкладень поверхнями кутових незгод, називаються структурними поверхами. Кожен структурний поверх відповідає природному історико-тектонічному етапу розвитку території, який розпочався трансгресією та осадокопінням під час негативних рухів та завершився підйомом території та складчастістю. Кожен структурний поверх характеризується специфічними формами залягання шарів.
   5) Структурний аналіз має важливе значення щодо горизонтальних рухів,
   оскільки дозволяє якісно і кількісно оцінити величину горизонтальних рухів у

   
   Рис. 25. Шар, зім'ятий при бічному стисканні д - довжина крила складки, ш - ширина складки, а -кут складки (запозичено у Г.І.Немкова та ін, 1986)
   час деформації шарів. Якщо подумки розпрямити шар, зім'ятий складки, що утворилися при бічному стиску, довжина такого випрямленого шару буде відповідати початковій ширині прогину до моменту деформації шару. Різниця між сумою довжини крил складок і сумою ширини тих самих складок складе величину горизонтального стиснення шару (рис. 25). Користуючись графічним способом чи геометричними формулами, можна оцінити амплітуду горизонтальних рухів, що призвели до утворення складок. Наприклад, за рис. 25 можна припустити, що, якщо середні кути складок дорівнюють 60°, горизонтальне скорочення поверхні було двократним.
   6) Палеомагнітний аналіз. Здатність гірських порід намагнічуватися під час свого
   утворення відповідно до напряму геомагнітного поля та зберігати цю намагніченість
   дозволяє як створити палеомагнітну геохронологічну шкалу, а й використовувати дані палеомагнітного аналізу виявлення горизонтальних тектонічних рухів. Визначивши середній напрямок намагніченості порід певного віку, взятих з будь-якого
   пункту на поверхні Землі, можна розрахувати положення магнітного полюса того часу
   
   
   координати. Досліджуючи породи в їх стратиграфічній послідовності, координатами викреслюється траєкторія відносного переміщення полюса за час, що відповідає вивченому інтервалу стратиграфічного розрізу. Виконавши таке ж дослідження за зразками, взятими з іншого пункту, викреслюється траєкторія переміщення полюса щодо пункту за той же період часу.
   Рис. 26. Траєкторія руху Північного полюса щодо Європи та Північної Америки за останні 400 млн. років (запозичено у Г.І.Немкова та ін., 1986)
   Якщо обидві траєкторії збігаються формою, то обидві точки зберегли постійне положення щодо полюсів. Якщо траєкторії не збігаються, то обидві точки по-різному змінили своє становище щодо полюса. Так, наприклад, траєкторії руху Північного полюса, розраховані на території Північної Америки та Європи за останні 400 млн. років, істотно відмінні (рис. 26). Це дозволяє зробити висновок про горизонтальні переміщення континентів у вказаний час.
   7) Формаційний аналіз є методом дослідження будови та історії розвитку
   земної кори на основі вивчення просторових взаємовідносин асоціацій гірських порід
   геологічних формацій.
   Геологічна формація представляє речовинну категорію, що займає певне становище в ієрархії речовини земної кори: хімічний елемент - мінерал - гірська порода -геологічна формація - формаційний комплекс - оболонка земної кори, -к Під формаціями розуміється сукупність фацій, які утворилися на більш менш значному ділянці земної кори поверхні за певних тектонічних та кліматичних умов і відрізняються від інших особливостями складу та будови. Окремі фації можуть бути утворені різних ділянках земної поверхні. Однак їх стійкі та тривалі поєднання, які дозволяють згрупувати їх у формації, виникають лише у строго певних тектонічних та кліматичних умовах. За іншим визначенням, геологічною формацією можна назвати закономірні асоціації гірських порід, пов'язані єдністю речовинного складу та будівлі, зумовлені спільністю їхнього походження (або сонахождения).
   Термін " формація " запроваджено відомим німецьким геологом А.Г.Вернером ще XVIII в. Тривалий час на початок XX в. його використовували як стратиграфічну категорію, як і запропонував автор. Досі США для позначення стратиграфічних одиниць використовується термін " формація " . У нашій країні формаційний аналіз знайшов широке застосування у зв'язку з тектонічним районуванням та прогнозом корисних копалин. Заслуга у його розвитку належить багатьом російським ученим, зокрема Н.С.Шатскому, Н.П.Хераскову, В.Е.Хаину, В.І.Попову, Н.Б.Вассоевичу, Л.Б.Рухину та інших дослідникам.
   Розрізняють три типи формацій: осадові, магматичні та метаморфічні. При вивчення формацій виділяють головні (обов'язкові) та другорядні (необов'язкові) члени асоціації. Основні члени асоціації характеризують певну формацію, тобто. стійку асоціацію, що повторюється у просторі та в часі. Назвою головних членів асоціації дається назва формації. Набір другорядних членів схильний до істотних змін. Залежно від речовинного складу типи формацій поділяються на групи. Наприклад, серед осадових формацій можна виділити групи глинисто-сланцевих, вапнякових, сульфатно-галогенних, крем'янистих, дрібноуламково-кварцових, дрібноуламкових поліміктових та ін; серед вулканогенних – групи базальтово-діабазових (трапових), ліпарито-дацитових, андезитових формацій та ін.
   Головними факторами, що визначають формування стійких асоціацій осадових гірських порід, є тектонічний режим та клімат, а магматичних та метаморфічних порід – тектонічний режим та термодинамічна обстановка.
   Основними ознаками осадових формацій є: 1) набір складових асоціацій основних гірських порід, які спільно відповідають фаціям або генетичним типам; 2) характер перешаровування цих порід у вертикальному розрізі; ритмічну будову; 3) форма тіла формації та її потужність; 4) наявність у ній якихось характерних аутигенних мінералів, своєрідних гірських порід чи руд; 5) переважна забарвлення, що в тій чи іншій мірі несе генетичну інформацію; 6) ступінь діагенетичних чи метаморфічних змін.
   Назви осадових і осадково-вулканогенних формацій зазвичай даються за переважаючими літологічними компонентами (піщано-глиниста, вапнякова, доломітова, евапоритова) з одночасним зазначенням фізико-географічної обстановки освіти (морська, континентальна, лімнічна). (Глауконітова) або корисних копалин (вугленосна, бокситоносна).
   Головними чинниками, визначальними вигляд осадових формацій, є такі: 1) характер тектонічного режиму в областях розмиву та накопичення; 2) кліматичні умови; 3) інтенсивність вулканізму. Від багаторазового поєднання перерахованих умов і швидкої мінливості у просторі та у часі створюється чергування генетичних типів порід, що входять до складу формацій. Від цих факторів залежить і загальний розподіл формацій на земній поверхні.
   Залежно від тектонічного режиму виділяються три класи формацій: платформний, геосинклінальний, орогенний. Більшість осадових формацій можуть бути надійними.
   індикаторами тектонічного режиму. Наприклад, формації мергелисто-крейдові, каолінових
   глин, кварцових пісковиків, глинисто-опокова свідчать про платформний режим осад-
   конокопіння, а осадові флішеві, кремністо-карбонатні, кремністо-сланцеві, яшмові
   формації є індикаторами геосинклінального режиму Широкий розвиток осадових гру-
   Бообломочні формації вказує на орогенний режим.
   Ще більш певний висновок про тектонічні режими можна зробити на основі аналізу магматичних формацій, якщо мати на увазі, що ряд порід: основні - середні - кислі ~

   лужні відповідають послідовності розвитку магматичних вивержень при зміні геосинклінального режиму орогенним і далі платформним.
   Площі поширення певних формацій контролюються тектонічними структурами, розвитком яких зумовлено просторове обмеження формацій. Тому, вивчаючи закономірності поширення формацій у просторі, ми цим встановлюємо розміщення тектонічних структур під час утворення формацій. Еволюція тектонічного режиму призводить до послідовної зміни у межах геологічних формацій. Маючи в своєму розпорядженні дані про умови формування комплексів гірських порід, що змінюються по вертикалі, можна зробити висновок про зміну тектонічного режиму.
   Так, наприклад, якщо потужна товща флішевих формацій з характерними тонкими пластами пісковиків, алевролітів і аргілітів, що закономірно ритмічно перешаровуються, перекрита товщею грубоуламкових морських і континентальних відкладень - моласами, робиться висновок, що геосинклінальні умови змінилися про роги. Цей висновок ґрунтується на існуючих уявленнях про тектонічні умови накопичення флішевих та моласових формацій.
   Аналіз формацій дає можливість класифікувати тектонічні структури, виділяючи їх особливі типи, наприклад, типи прогинів. Повторюваність типових формацій у просторово роз'єднаних структурах дозволяє намітити загальну етапність історія тектонічного розвитку структур, порівняти набори формацій близьких на кшталт структур різного віку тощо.
   Особливий напрямок у вивченні та класифікації осадових формацій становив напрямок, заснований на обліку вмісту в них промислових концентрацій певних видів корисних копалин. На цій підставі виділяються вугленосні, солоносні, фосфоритоносні, бокситоносні, залізорудні, латеритні, нафтоносні та цілий ряд інших формацій.
   Послідовність щодо та виділенні формацій наступна. Спочатку в розрізі проводиться виділення товщ порід, що відрізняються за літологічним складом, розділених чітко вираженими поверхнями напластування, межами перерв або розмивів (стратиграфічна перерва та незгоди). Потім проводиться вивчення групи порід (асоціації), які у складі виділеного природного комплексу, тобто. парагенетичний аналіз Одночасно визначаються та вивчаються циклічність будови формації чи інші структурно-текстурні ознаки. Далі з'ясовуються фаціальна природа кожного, що входить до складу формації типу порід та їх поєднання у розрізі, тобто. здійснюється фаціальний аналіз. На цій підставі визначається генетичний тип відкладень, встановлюється фізико-географічна (ландшафтна) ситуація формування формації. У заключній фазі формаційного аналізу визначаються кліматичний та тектонічний режими часу та місця формування формацій. Таким чином проводяться палеокліматичний та формаційно-тектонічний аналізи.
   Теоретичне значення вивчення осадових та осадово-вулканогенних формацій полягає у можливості відновлення по них древньої тектонічної, кліматичної та ландшафтної зональності. Практичне значення формаційного аналізу обумовлюється приуроченістю до певних формацій відповідних видів з корисними копалинами.

У попередніх розділах йшлося про відображенні геологічних структур у рельєфі та вплив на рельєф різних типів тектонічних рухів, безвідносно до часу прояву цих рухів.

В даний час встановлено, що головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження належить так званим новітнім тектонічним

Рис. 12. Схема нових (неоген-четвертичных) тектонічних рухів біля СРСР (по М. І. Ніколаєву, значно спрощена): / - області дуже слабко виражених позитивних рухів; 2-області слабко виражених лінійних позитивних рухів; 3 - області інтенсивних склепінь підняття; 4 - області слабо виражених лінійних піднять та опускань; 5 - області інтенсивних лінійних піднятий з великими (о) та значними (б) градієнтами вертикальних рухів; 6 - області намічаних (а) та переважаючих (б) опускань; 7-кордон областей сильних землетрусів (7 балів та більше); в-кордон прояву неоген-четвертичного вулканізму; 9 - межа поширення діючих

рухам,під якими більшість дослідників розуміють рухи, що мали місце в неоген-четвертинний час. Про це досить переконливо свідчить, наприклад, зіставлення гіпсометричної карти СРСР та карти нових тектонічних рухів (рис. 12). Так, областям зі слабовираженими вертикальними позитивними тектонічними рухами в рельєфі відповідають рівнини, невисокі плато та плоскогір'я з тонким чохлом четвертинних відкладень: Східно-Європейська рівнина, значна частина Західно-Сибірської низовини, плато Устюрт.

Областям інтенсивних тектонічних занурень, як правило, відповідають низовини з потужною товщею опадів неоген-четвертичного віку: Прикаспійська низовина, значна частина Туранської низовини, Північно-Сибірська низовина, Колимська низовина, ін , Тянь-Шань, гори Прибайкалля та Забайкалля та ін.

Отже, рельєфоутворююча роль нових тектонічних рухів виявилася насамперед у деформації топографічної поверхні, у створенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку. Через диференціацію топографічної поверхні нові тектонічні рухи контролюють розташування на поверхні Землі областей зносу та акумуляції і, як наслідок цього, областей з переважанням денудаційного (виробленого) та акумулятивного рельєфу. Швидкість, амплітуда і контрастність нових рухів істотно впливають інтенсивність прояви екзогенних процесів і знаходять свій відбиток у морфології і морфометрії рельєфу.

Вираз у сучасному рельєфі структур, створених неотектонічними рухами, залежить від типу та характеру неотектонічних рухів, літології деформованих товщ та конкретних фізико-географічних умов. Одні структури знаходять пряме свій відбиток у рельєфі, дома інших формується обернений рельєф, дома третіх - різні типи перехідних форм від прямого рельєфу до зверненого. Різноманітність співвідношень між рельєфом та геологічними структурами особливо характерна для дрібних структур. Великі структури, зазвичай, знаходять пряме вираження у рельєфі.

Форми рельєфу, зобов'язані своїм походженням неотектонічним структурам, дістали назву морфоструктур.Нині немає єдиного тлумачення терміна «морфоструктура» ні щодо масштабу форм, ні щодо характеру відповідності між структурою та її вираженням у рельєфі. Одні дослідники розуміють під морфоструктурами і прямий, і звернений, і будь-який інший рельєф, що виник дома геологічної структури, інші - лише прямий рельєф. Точка зору останніх, мабуть, більш правильна. Морфоструктурами ми називатимемо форми рельєфу різного масштабу, морфологічний образ яких у значною мірою відповідає типам які створили їх геологічних структур.

Дані, які мають нині геологія і геоморфологія, свідчать у тому, що земна кора відчуває деформації практично всюди і різного характеру: і коливальні, і складкообразовательные, і разрывообразовательные. Так, наприклад, в даний час підняття випробовують територія Фенноскандії та значна частина території Північної Америки, що примикає до Гудзонової затоки. Швидкості підіймання цих територій дуже значні. У Фенноскандії вони становлять 10 мм на рік (мітки рівня моря, зроблені у XVIII ст. на берегах Ботнічної затоки, піднесені над сучасним рівнем на 1,5-2,0 м).

Береги Північного Моря в межах Голландії та сусідніх із нею областей опускаються, змушуючи мешканців будувати греблі для захисту території від наступу моря.

Інтенсивні тектонічні рухи відчувають області альпійської складчастості та сучасних геосинклінальних поясів. За наявними даними, Альпи за неоген-четвертинний час піднялися на 3-4 км, Кавказ і Гімалаї лише за четвертинний час піднялися на 2-3 км, а Памір на 5 км. На тлі піднятий окремі ділянки в межах областей альпійської складчастості відчувають інтенсивні занурення. Так, на тлі підняття Великого та Малого Кавказу укладена між ними Куро-Араксинська низовина відчуває інтенсивне занурення. Свідченням існуючих тут різноспрямованих рухів є положення берегових ліній стародавніх морів, попередників сучасного Каспійського моря. Прибережні опади одного з таких морів - пізньобакинського, рівень якого розташовувався на абсолютній висоті 10-12 м, в даний час простежуються в межах південно-східної перикліналі Великого Кавказу та на схилах Талиських гір на абсолютних відмітках +200-300 м, а в межах Куро-Араксинська низовина розкрита свердловинами на абсолютних відмітках мінус 250-300 м. Інтенсивні тектонічні рухи спостерігаються в межах серединно-океанічних хребтів.

Про прояв неотектонічних рухів можна судити з численних і різноманітних геоморфологічним ознаками. Наведемо деякі з них: а) наявність морських та річкових терас, утворення яких не пов'язане з впливом зміни, клімату; б) деформації морських та річкових терас та стародавніх поверхонь денудаційного вирівнювання; в) глибоко занурені або високо підняті над рівнем моря коралові рифи; г) затоплені морські берегові форми та деякі підводні карстові джерела, положення яких не можна

пояснити евстатичними коливаннями 1 рівня Світового океану чи іншими причинами;

д) антецедентні долини, що утворюються в результаті пропилювання рікою тектонічного підвищення, що виникає на її шляху, - антиклінальної складки або блоку (рис. 13),

Про прояв неотектонічних рухів можна судити і з непрямих ознак. Чуйно реагують на них флювіальні форми рельєфу. Так, ділянки, що відчувають тектонічні підняття, зазвичай характеризуються збільшенням густоти та глибини

ерозійного розчленування порівняно з територіями, стабільними у тектонічному відношенні абозазнають занурення. Змінюється на таких ділянках і морфологічний вигляд ерозійних форм: долини зазвичай стають уже, схили крутіші, спостерігаються зміна поздовжнього профілю річок і різкі зміни напряму їх течії в плані, які не можна пояснити іншими причинами, і т. д. Таким чином, існує тісний зв'язок між характером та інтенсивністю нових тектонічних рухів та морфологією рельєфу. Цей зв'язок дозволяє широко використовувати геоморфологічні методи щодо неотектонічних рухів і геологічної структури земної кори.

1 Евстатичні коливання - повільні зміни рівня Світового океану, що відбуваються одночасно і з однаковим знаком по всій площі океану за рахунок зростання або скорочення надходження води в океан.

Крім нових тектонічних рухів, розрізняють звані сучасні рухи,під якими, згідно

В. Є. Хаїну, розуміють рухи, що виявилися вісторичний час і зараз. Про існування таких рухів свідчать багато історико-археологічних даних, а також дані повторних нівелювання. Зазначені часом великі швидкості цих рухів диктують нагальну необхідність їх обліку під час будівництва довгострокових споруд - каналів, нафто- і газопроводів, залізниць та інших.

РОЗДІЛ 6. МАГМАТИЗМ І РЕЛЬЄФОУТВОРЕННЯ

Магматизм грає важливу і дуже різноманітну роль рельєфоутворенні. Це стосується і інтрузивного і ефузивного магматизму. Форми рельєфу, пов'язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути як результатом безпосереднього впливу магматичних тіл (батолітів, лакколітів та ін.), Так і наслідком препарування інтрузивних магматичних порід, які, як уже згадувалося, нерідко є більш стійкими до впливу зовнішніх сил, ніж вміщаючі їх осадові породи.

Батоліти найчастіше приурочені до осьових частин антикліноріїв. Вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, зобов'язаними своїм виникненням впливу тих чи інших екзогенних агентів залежно від конкретних фізико-географічних умов.

Прикладами досить великих гранітних батолітів біля СРСР можуть бути масив у західній частині Зеравшанского хребта у Середній Азії (рис. 14), великий масив у Конгуро-Алагезском хребті у Закавказзі.

Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто виражаються врельєфі позитивними формами у вигляді куполів «чи «караваїв». Добре відомі лаколіти Північного Кавказу

Рис. 15. Лаколіти Мінеральних Вод, Північний Кавказ (рис. Н. П. Костенко)

(рис. 15) у районі м. Мінеральні Води: гори Бештау, Лиса, Залізна, Зміїна та ін. Типові, добре виражені в рельєфі лакколіти відомі також у Криму (гори Аю-Даг, Кастель).

Від лакколітів та інших інтрузивних тіл нерідко відходять житлово-відгалуження, звані апофізами.Вони січуть породи, що вміщають, у різних напрямках. Відпрепаровані апофізи на земній поверхні утворюють вузькі, вертикальні або крутопадаючі тіла, що нагадують стіни, що руйнуються (мал. 16,5- б).Пластові інтрузії виражаються в рельєфі у вигляді щаблів, аналогічних структурним щаблям, що утворюються внаслідок виборчої денудації в осадових породах (рис. 16, Л-Л). Відпрепаровані пластові інтрузії широко поширені в межах Середньосибірського плоскогір'я, де вони пов'язані з використанням порід трапової формації 1 .

Магматичні тіла ускладнюють складчасті структури та їх відображення у рельєфі. Чітке відображення у рельєфі знаходять освіти, пов'язані з діяльністю ефузивного магматизму, або вулканізму, що створює цілком своєрідний рельєф. Вулканізм – об'єкт дослідження спеціальної геологічної науки – вулканології, але ряд аспектів прояву вулканізму має безпосереднє значення для геоморфології.

Залежно від характеру вивідних отворів розрізняють виверження майданні, лінійніі центральні.Площі виверження призвели до утворення великих за площею лавових, плато. Найбільш відомі з них – лавові плато Британської Колумбії та Декана (Індія).

Рис. 16. Відпрепаровані інтрузивні тіла: А-А- пластована інтрузія (силл); Б-Бсічна жила (дайка)

Швед, troppar - сходи.

Суцільним покривом великі простори земної поверхні маси, що вилилися, можуть покривати і при тріщинному вулканізмі.

У сучасну геологічну епоху найбільш поширеним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма надходить з надр до поверхні до певних «крапок», які зазвичай перебувають на перетині двох або декількох розломів. Надходження магми відбувається по вузькому каналу живлення. Продукти виверження відкладаються периклінально (тобто з падінням на всі боки) щодо виходу живильного каналу на поверхню. Тому зазвичай над центром виверження височить більш менш значна акумулятивна форма-власне вулкан (рис. 17).

У вулканічному процесі майже завжди можна розрізнити дві стадії - експлозивну, або вибухову, та еруптивну, або стадію викиду та накопичення вулканічних продуктів. Каналоподібний шлях на поверхню пробивається у першій стадії. Вихід лави на поверхню супроводжується вибухом. В результаті верхня частина каналу лійчасто розширюється, утворюючи негативну форму рельєфу - кратер. Подальше виливання лави та накопичення пірокластичного матеріалу відбувається по периферії цієї негативної форми. Залежно від стадії діяльності вулкана, і навіть характеру накопичення продуктів виверження виділяють кілька морфогенетичних типів вулканів: маари, екструзивні куполи, щитові вулкани, стратовулкани.

Маар- Негативна форма рельєфу, зазвичай воронкоподібна або циліндрична, що утворюється в результаті вулканічного вибуху. По краях такого поглиблення майже немає вулканічних накопичень. Усі відомі нині маари - не діючі, реліктові освіти. Велике число маарів описано в області Ейфель у ФРН, у Центральному масиві у Франції. Більшість маарів за умов вологого клімату заповнюється водою і перетворюється на озера. Розміри маарів – від 200 м до 3,5 км у поперечнику при глибині від 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканічні конуси. Добре видно кратери та барранкоси на схилах

1 Пірокластичний матеріал - загальна назва уламкового матеріалу, що утворюється під час виверження вулканів.

Кратери вибуху, у яких внаслідок тривалої денудації знищено поверхневу частину вулканічного апарату, називають трубки вибуху.Стародавні трубки вибуху часом виявляються заповненими ультраосновної магматичної породою - кимберлитом. Кімберліт - алмазоносна порода, і переважна більшість родовищ алмазів (у Південній Африці, Бразилії, Якутії) пов'язане з кімберлітовими трубками.

Морфологія акумулятивних вулканічних утворень великою мірою залежить від складу ефузійних продуктів.

Екструзивні бані -вулкани, що утворюються. при надходженні на поверхню кислої лави, наприклад, ліпаритового складу. Така лава через швидке охолодження і високу в'язкість нездатна розтікатися і давати лавові потоки. Вона нагромаджується безпосередньо над жерлом вулкана і, швидко покриваючись шлаковою кіркою, набуває форми купола з характерною концентричною
структурою. Розміри таких куполів – до кількох кілометрів у поперечнику та не більше 500 м у висоту. Екструзивні куполи відомі у Центральному Французькому масиві, у Вірменії та інших місцях.

Щитові вулканиутворюються при виверженні центрального типу у випадках, коли вивергається рідка і рухлива базальтова лава, здатна розтікатися великі відстані від центру виверження. Накладаючись один на одного, потоки лави формують вулкан із відносно пологими схилами - порядку 6- 8 градусів, рідко більше. У деяких випадках навколо кратера утворюється лише вузький кільцевий вал із крутішими схилами. Виникнення таких валів пов'язують із лавовими фонтанами, які накидають шлак край кратера.

Щитові вулкани дуже притаманні вулканічного ландшафту Ісландії. Вони тут невеликих розмірів, згаслі. Прикладом щитового вулкана може бути гора Дінгья. Основа її близько 6 км у діаметрі, відносна висота - близько 500 м, діаметр кратера - близько 500 м. Для геологічного розрізу вулкана характерна шаруватість, обумовлена ​​багаторазовістю виливів лави.

Інший областю, на яку щитові вулкани особливо характерні, є Гаваї. Гавайські вулкани набагато більші за ісландські. Найбільший з Гавайських островів - о. Гаваї – складається з трьох вулканів (Мауна-Кеа, Мауна-Лоа та Кілауеа) щитового типу. З них Мауна-Лоа піднімається над рівнем моря на 4170 м. Незважаючи на такі величезні розміри, схили цих гір дуже пологі. В основі вулканів ухил поверхні не перевищує 3°, вище поступово наростає до 10°, а висоти 3 км знову сильно зменшується. Вершини вулканів мають вигляд лавового плато, посередині якого розташовується гігантський кратер, що має вигляд лавового озера.

Поряд із вулканами, що викидають лише рідку лаву, є такі, які вивергають лише твердий уламковий матеріал – попіл, пісок, вулканічні бомби, лапіллі. Це так звані шлакові вулкани.Вони утворюються за умови, якщо лава перенасичена газами та її виділення супроводжується вибухами, під час яких лава розпорошується, її бризки швидко тверднуть. На відміну від лавових конусів крутість схилів шлакових вулканів до 45 °, тобто близька до крутості природного укосу. Схили тим крутіше, чим грубіший матеріал, який їх складає.

Шлакові конуси численні у Вірменії. Більшість їх тут присвячено схилам більших стратовулканів, дрібні форми нерідко утворюються прямо на лавових потоках. Зростання таких конусів може відбуватися дуже швидко. Так, шлаковий конус Монте-Нуова (Італія, околиці Неаполя) виник протягом декількох днів буквально на рівному місці і в даний час є пагорбом заввишки до 140 м. Найбільші вулканічні будівлі - стратовулкани.У будові стратовулканів беруть участь як шари лав, і шари пірокластичного матеріалу. Багато стратовулкани мають майже правильну конічну форму: Фудзіяма в Японії, Ключевська та Кронотська соли на Камчатці, Попокатепетль у Мексиці та ін. (див. рис. 17). Серед цих утворень нерідкі гори висотою 3-4 км. Деякі вулкани сягають 6 км. Багато стратовулкани несуть на своїх вершинах вічні сніги та льодовики.

У багатьох погаслих або тимчасово недіючих вулканів кратери зайняті озерами.

Багато вулканів є так звані кальдери.Це дуже великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери нерідко розташовуються всередині кальдери. Відомі кальдери до 30 км у поперечнику. На дні кальдер рельєф відносно рівний, борти кальдер, звернені до центру виверження, завжди дуже круті. Утворення кальдер пов'язані з руйнуванням жерла вулкана сильними вибухами. У деяких випадках кальдер має провальне походження. У згаслих вулканів розширення кальдери може бути пов'язане також із діяльністю екзогенних агентів.

Своєрідний рельєф утворюють рідкі продукти виверження вулканів. Лава, що вилилася з центрального або бічних кратерів, стікає схилами у вигляді потоків. Як мовилося раніше, плинність лави визначається її складом. Дуже густа і в'язка лава встигає застигнути і втратити рухливість ще у верхній частині схилу. При дуже великій в'язкості вона може затвердіти в жерлі, утворивши гігантський «лавовий стовп» або «лавовий палець», як це було, наприклад, при виверженні вулкана Пеле на Мартініці в 1902 р. Зазвичай лавовий потік має вигляд сплюснутого валу, що простягається вниз по схилу , з дуже чітко вираженим здуттям свого закінчення. Базальтові лави можуть давати довгі потоки, які поширюються на багато кілометрів і навіть десятки кілометрів і припиняють свій рух на прилеглій до вулкана рівнині або плато, або ж в межах плоского дна кальдери. Базальтові потоки довжиною в 60-70 км не рідкість на Гавайських островах та Ісландії.

Значно менш розвинені лавові потоки ліпаритового чи андезитового складу. Їхня довжина рідко перевищує кілька кілометрів. Взагалі для вулканів, що викидають продукти кислого чи середнього складу, набагато більшу частину за обсягом становить пірокластичний, а чи не лавовий матеріал.

Застигаючи, лавовий потік спочатку покривається кіркою шлаку. У разі прориву кірки в якомусь місці неохоліла частина лави витікає з-під кірки. В результаті утворюється порожнина - лавовий грот,або лава печера.При обрушенні склепіння печери він перетворюється на негативну поверхневу форму рельєфу. лавовий жолоб.Жолоби дуже характерні для вулканічних ландшафтів Камчатки.

Поверхня застиглого потоку набуває своєрідного мікрорельєфу. Найбільш поширені два типи мікрорельєфу поверхні лавових потоків: а) глибовий мікрорельєфі б) кишкоподібна лава.Глибові лавові потоки є хаотичним нагромадженням незграбних або оплавлених брил з численними провалами і гротами. Такі глибові форми виникають при високому вмісті газів у складі лав та при порівняно низькій температурі потоку. Кишкоподібні лави відрізняються химерним поєднанням застиглих хвиль, звивистих складок, що в цілому дійсно нагадують «груди гігантських кишок або зв'язки скручених канатів» (І. С. Щукін). Утворення такого мікрорельєфу характерне для лав з високою температурою і відносно малим вмістом летких компонентів.

Виділення газів з лавового потоку може мати характер вибуху. У цих випадках на поверхні потоку відбувається нагромадження шлаку у вигляді конуса. Такі форми отримали назву горніто.Іноді вони мають вигляд стовпів заввишки кілька метрів. При більш спокійному і тривалому виділенні газів і тріщин у шлаку утворюються так звані фумароли.Ряд продуктів виділення фумарол в атмосферних умовах конденсується, і навколо місця виходу газів утворюються кратероподібні височі, складені продуктами конденсації.

При тріщинних і майданних виливах лав великі простори виявляються наповненими лавою. Класичною країною тріщинних вивержень є Ісландія. Тут переважна частина вулканів і лавових потоків присвячена депресії, що розсікає острів з південного заходу на північний схід (так званий Великий грабен Ісландії). Тут можна бачити лавові покриви, витягнуті вздовж розломів, а також тріщини, що зяють, ще не зовсім заповнені лавами. Тріщинний вулканізм характерний також для Вірменського нагір'я. Порівняно недавно тріщинні виверження мали місце на Північному острові Нової Зеландії.

Об'єм потоків лав, що вилилися з тріщин у Великому грабені Ісландії, досягають 10-12 куб. км. Грандіозні майданні виливи відбувалися в недавньому минулому у Британській Колумбії, на плато Декан, у Південній Патагонії. Різновікові лавові потоки, що злилися, утворюють тут суцільні плато площею до декількох десятків і сотень тисяч квадратних кілометрів. Так лаве плато Колумбії має площу понад 500 тис. квадратних кілометрів, а потужність складових його лав досягає 1100-

1800 м. Лави заповнили всі негативні форми попереднього рельєфу, зумовивши майже ідеальне його вирівнювання. В даний час висота плато від 400 до 1800 м. У його поверхню глибоко врізаються долини численних річок. На наймолодших лавових покровах тут збереглися бриловий мікрорельєф, шлакові конуси, лавові печери та жолоби.

При підводних вулканічних виверженнях поверхня магматичних потоків, що вилилися, швидко остигає. Значний гідростатичний тиск водної товщі перешкоджає вибуховим процесам. В результаті формується своєрідний мікрорельєф кулястих,або подушечних, лав.

Виливання лави не тільки утворюють специфічні форми рельєфу, але можуть істотно впливати на вже існуючий рельєф. Так, лавові потоки можуть вплинути на річкову мережу, викликати її розбудову. Перегороджуючи річкові долини, вони сприяють катастрофічним повеням чи висушенню місцевості; втрати нею водотоків. Проникаючи до берега моря і застигаючи тут, лавові потоки змінюють контури берегової лінії, утворюють особливий морфологічний тип морських узбереж.

Виливання лав та викид пірокластичного матеріалу неминуче викликає утворення дефіциту мас у надрах Землі. Остання зумовлює швидкі опускання ділянок земної поверхні. В окремих випадках початку виверження передує помітне підняття місцевості. Так, наприклад, перед виверженням вулкана Усу на острові Хоккайдо утворився великий розлом, уздовж якого ділянка поверхні площею близько 3 км 2 за три місяці піднялася на 155 м, а після виверження відбулося його опускання на 95 м.

Говорячи про рельєфоутворюючу роль ефузивного магматизму, слід зазначити, що при вулканічних виверженнях можуть відбуватися раптові зміни рельєфу, що дуже швидко протікають, і загального стану навколишньої місцевості. Особливо великі такі зміни при виверження експлозивного типу. Наприклад, при виверженні вулкана Кракатау в Зондській протоці в 1883 р., що мало характер серії вибухів, сталося руйнування більшої частини острова, і на цьому місці утворилися глибини моря до 270 м. Вибух вулкана викликав утворення гігантської хвилі - цунамі, що обрушилася на береги Яви та Суматри. Вона завдала величезної шкоди прибережним районам островів, спричинивши загибель десятків тисяч жителів. Інший приклад такого роду - виверження вулкана Катмай на Алясці в 1912 р. До виверження вулкан Кат-май мав вигляд правильного конуса заввишки 2286 м. Під час виверження вся верхня частина конуса була зруйнована вибухами та утворилася кальдера до 4 км у поперечнику та до 1100 м глибиною.

Вулканічний рельєф піддається подальшому впливу екзогенних процесів, що призводить до формування своєрідних вулканічних ландшафтів.

Як відомо, кратери та вершинні частини багатьох великих вулканів є центрами гірського заледеніння. Оскільки льодовикові форми рельєфу, що тут утворюються, не мають будь-яких принципових особливостей, вони спеціально не розглядаються. Флювіальні форми вулканічних районів мають власну специфіку. Талі води, грязьові потоки, що утворюються часто при вулканічних виверженнях, атмосферні води значно впливають на схили вулканів, особливо у ті, у будівлі яких головна роль належить пірокластичному матеріалу. При цьому утворюється радіальна система яружної мережі – так звані барранкоси.Це глибокі ерозійні борозни, що розходяться ніби по радіусах від вершини вулкана (див. мал. 17).

Барранкоси слід відрізняти від борозен, проораних у пухкому покриві попелу та лапіллі великими брилами, викинутими при виверженні. Такі освіти часто називають шаррами.Шарри, як вихідні лінійні зниження, можуть бути перетворені потім на ерозійні борозни. Існує думка, що значна частина барранкосів закладена по колишніх шаррах.

Загальний малюнок річкової мережі у вулканічних районах також має радіальний характер. Іншими відмінними рисами річкових долин у вулканічних районах є водоспади та пороги, що утворюються в результаті перетину річками застиглих лавових потоків або трапів, а також греблі озера або озероподібні розширення долин на місці спущених озер, що виникають при перегородженні річки лавовим потоком. У місцях скупчення попелу, а також на лавових покровах внаслідок високої водопроникності порід на великих просторах можуть взагалі бути відсутні водотоки. Такі ділянки мають вигляд кам'янистих пустель.

Для багатьох вулканічних областей характерні виходи напірних гарячих вод, які називаються гейзерів.Гарячі глибинні води містять багато розчинених речовин, що випадають осад при охолодженні вод. Тому місця виходів гарячих джерел бувають оточені натічними, найчастіше химерною формою терасами. Широко відомі гейзери і тераси, що супроводжують їх, в Йєлоустонському парку в США, на Камчатці (Долина гейзерів), в Новій Зеландії, в Ісландії.

У вулканічних областях зустрічаються також специфічні форми вивітрювання та денудаційного препарування. Так, наприклад, потужні базальтові покриви або потоки базальтової, рідше андезитової, лави при остиганні та під впливом атмосферних агентів, розбиваються тріщинами на стовпчасті окремості. Нерідко окремо є багатогранними стовпами, які дуже ефектно виглядають в оголеннях. Виходи тріщин на поверхню лавового покриву утворюють характерний полігональний мікрорельєф. Такі простори лавових виходів, розбиті системою полігонів – шестикутників чи п'ятикутників, отримали назву "Мостових гігантів".

При тривалій денудації вулканічного рельєфу насамперед руйнуються накопичення пірокластичного матеріалу. Більш стійкі лавові та інші магматичні утворення

піддаються препаруванню екзогенними агентами. Характерними формами препарування є згадані вище дайки,а також деякі(відпрепаровані лавові пробки, що застигли в жерлі вулкана).

Глибоке ерозійне розчленування і схилова денудація можуть призвести до поділу лавового плато на окремі платоподібні височини, іноді далеко віддалені один від одного. Такі залишкові форми отримали назву мез(в однині - меза).

Рис. 18. Інверсія рельєфу у вулканічному ландшафті. На задньому плані первинне положення потоку лави у долині; передній план - той самий лавовий потік відпрепарований (за Девісом)

Внаслідок тривалої денудації у вулканічних районах можуть виникати й інверсійні форми рельєфу. Так, лавові потоки, що займали спочатку зниження рельєфу (долини), можуть утворити довгасту їдальню, що піднімається над навколишньою місцевістю завдяки захисній ролі бронюючого шару лави (рис. 18).

Вулканічний рельєф широко поширений на поверхні Землі. Донедавна, говорячи про географію вулканів, зазвичай мали на увазі вулкани суші. Дослідження останніх десятиліть показали, що в океанах вулканічних форм не менше, а, мабуть, навіть значно більше, ніж на материках. Тільки Тихому океані налічується щонайменше 3 тис. підводних вулканів.

Переважна частина нових і сучасних вулканів суші присвячена цілком певним зонам. Одна з таких зон має в основному меридіональний напрямок і простягається вздовж західних узбереж обох Америк. Інша добре вивчена зона вулканічних районів має широтне простягання. Вона охоплює райони, що прилягають до Середземного моря і тягнеться далі на схід, де перетинається в районі Індонезії з третьою вулканічною зоною, що відповідає західній околиці Тихого океану. У межах третьої зони більшість діючих вулканів присвячено острівним дугам- гірляндам островів, що обрамляють околиці Тихого океану, що прилягають до Азії та Австралії. Поблизу островів відомо багато підводних вулканів.

Порівняно невелика кількість вулканів присвячена зонам розломів, що розсікають такі стародавні материкові платформи, як Африканська.

В океані багато вулканів утворюють острови, розташовані далеко від материків. З океанічних вулканічних островів, можна назвати Гаваї, Азорські острови, Реюньйон, Трістан-да-Кунья та багато інших. Особливу вулканічну область представляє Ісландія. На перший погляд, розподіл таких вулканів: видається незакономірним, спородичним. Однак у поширенні цих вулканів є досить чітка закономірність. Вона стане ясною після того, як буде розглянуто основні риси морфології планетарних форм рельєфу.

Дослідники рельєфу і геологічної будови дна океанів одностайно відзначають, що плосковершинні підводні гори, що часто зустрічаються тут. гаотиявляють собою підводні вулкани, вершини яких при нижчому відносному становищі рівня моря зрізані абразією. Як показують дані буріння та геофізичних робіт, корінні основи океанічних коралових островів також мають вулканічне походження. Широко поширений горбистий рельєф дна океану переважно, як вважають, створений вулканічними виверженнями. Все це свідчить про особливо широкий розвиток вулканічних процесів. вУ межах Світового океану.

РОЗДІЛ 7. ЗЕМЛЕТРЯСИ ЯК ФАКТОР ЕНДОГЕННОЇ РЕЛЬЄФОУТВОРЕННЯ

Подібно до інших ендогенних факторів, землетруси мають помітне рельєфоутворювальне значення. Геоморфологічна роль землетрусів виявляється у освіті тріщин, у зміщенні блоків земної кори по тріщинам у вертикальному і горизонтальному напрямах, іноді у складчастих деформаціях.

Відомо, наприклад, що за Ашхабадському землетрусі в 1948 р. на поверхні землі в результаті сильних підземних поштовхів виникло безліч тріщин різної величини. Деякі з них тягнулися на багато сотень метрів, перетинаючи пагорби та долини, поза видимим зв'язком з існуючим рельєфом. За ними відбулося переміщення мас у вертикальному напрямку з амплітудою іноді до 1 м. Під час Біловодського землетрусу в 1885 р. (Киргизія) внаслідок вертикального зміщення по тріщинах блоків земної кори утворилися уступи заввишки до 2,5 м. При землетрусі в Португалії (177) ) набережна м. Лісабона миттєво пішла під воду і на її місці глибина затоки досягла 200 м. Під час землетрусу в Японії (1923) одна частина затоки Сагамі (на південь від м. Токіо) площею близько 150 км 2 швидко піднялася на 200-250 м, а інша опустилася на 150-200 м-коду.

Нерідко внаслідок землетрусів утворюються структури типу грабенів, відповідно виражених у рельєфі як негативних форм. Так, під час Гобі-Алтайського землетрусу (1957) в епіцентральній зоні утворився грабен шириною 800 м, довжиною 2,7 км, з амплітудою переміщення по тріщинах до 4 м. Уступ, що виник при цьому землетрусу, протягнувся більш ніж на 500 км, а ширина зія тріщин досягла 20, а місцями і 60 м. Внаслідок землетрусу в Прибайкаллі в 1862 р. значна ділянка Кударинського степу (у північно-східній частині дельти Селенги) площею близько 260 км 2 опустилася, і на цьому місці утворилася затока Провал глибиною до 8 м .

Іноді при землетрусах можуть бути специфічні позитивні форми рельєфу. Так, під час землетрусу на півночі Мексики (1887) між двома скидами утворилися пагорби висотою до 7 м, а під час Ассамського землетрусу в Індії в морі висунувся ряд островів, один з яких мав довжину 150 м при ширині 25 м. У деяких випадках по тріщинам, що утворилися під час землетрусів, піднімалася вода, що виносила на поверхню пісок і глину. В результаті виникали невеликі насипні конуси заввишки 1-1,5 м, що нагадують мініатюрні грязьові вулкани. Іноді при землетрусах утворюються деформації типу складчастих порушень. Так, під час землетрусу в Японії 1891 р.<на земной поверхности образовались волны высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

У зв'язку з тим, що багато форм рельєфу, що виникають при землетрусах, мають порівняно невеликі розміри, вони досить швидко руйнуються під впливом екзогенних процесів.

Не менш, а може бути і більш важливу рельєфоутворюючу роль відіграють деякі процеси, що викликаються землетрусами та супутніми. При землетрусах внаслідок сильних підземних поштовхів на крутих схилах гір, берегах річок і морів виникають і активізуються обвали, осипи, оси, а в сильно зволожених породах - зсуви та опливини. Так, під час Хаїтського землетрусу в Таджикистані (1949) сталися великі обвали та осипи, а селище Хаїт виявилося майже повністю похованим під оплавиною, потужність якої сягала кількох десятків метрів. Грандіозний обвал стався на Памірі в результаті землетрусу 1911 р. маса, що обвалилася, перегородила долину річки. Мургаб, утворивши греблю шириною понад 5 кілометрів і висотою до 600 м. Припускають, що таке ж походження величезної греблі у верхів'ях долини річки. Баксан на Кавказі. Часто при землетрусах на крутих схилах гір починає рухатися весь пухкий матеріал, що накопичився на них, що формує біля підніжжя потужні осипні шлейфи.

Внаслідок Алма-Атинського землетрусу в 1911 р. на північному схилі Заілійського Алатау зсувні та опливні тіла зайняли площу понад 400 км 2 .

Пухкий матеріал, що накопичився біля підніжжя схилів гір, у долинах річок і тимчасових водотоків внаслідок описаних вище процесів, може бути джерелом виникнення селів.Спрямовуючи вниз по долинах, сіли виробляють велику руйнівну роботу, а при виході з гір формують великі площі конуси виносу.

Зсуви, обвали, переміщення блоків земної кори за розривами викликають зміни у гідромережі: утворюються озера, з'являються нові, зникають старі джерела. Під час Андижанського землетрусу (1902) у долині річки. Карадарья утворилися грязьові вулкани.

Певну рельєфоутворюючу роль грають і ті землетруси, осередки яких розташовуються у морі, або, як їх іноді називають, - моретруси. Під їх впливом відбувається переміщення великих мас пухких, насичених водою донних відкладень навіть на пологих схилах морського дна.

Моретруси часом викликають утворення гігантських морських хвиль - цунамі, які, обрушуючись на берег, як завдають величезні руйнації населеним пунктам і спорудам, створеним людиною, а й надають місцями значний вплив на морфологію морських узбереж.

Подібно до вулканів, землетруси на поверхні земної кулі розподілені нерівномірно: в одних районах вони відбуваються часто і досягають великої сили, в інших вони рідкісні і слабкі. Високою сейсмічності характеризуються середземноморський пояс складчастих споруд від Гібралтару до Малайського архіпелагу та периферичні частини Тихого океану. Значною сейсмічності відрізняються серединно-океанічні хребти, область великих озер Східної Африки та деякі інші території.

Якщо порівняти карти географії вулканів і землетрусів, то легко переконатися, що землетруси приурочені до тих же областей, в яких зосереджена більшість діючих та згаслих вулканів. Зрозуміло, це простий географічне збіг, а результат єдності проявів внутрішніх сил Землі. Ця єдність виявляється набагато чіткіше у порівнянні карти поширення вулканів і землетрусів з картою нових тектонічних рухів. Зіставлення дає підстави дійти висновку, як і вулкани, і землетруси присвячені областям найінтенсивніших нових тектонічних рухів.

РОЗДІЛ 8. БУДОВА ЗЕМНОЇ КОРИ І ПЛАНЕТАРНІ ФОРМИ РЕЛЬЄФУ

Вище були розглянуті деякі форми мега-, макро- та мезорельєфа, утворення яких зумовлено діяльністю ендогенних процесів (див. гл. 5, 6, 7). Найбільші форми рельєфу - планетарні - також зобов'язані своїм внутрішнім походженням

сил Землі, що лежать в основі утворення різних типів земної кори.

Дані геофізики, і зокрема глибинного сейсмічного зондування, свідчать, що земна кора під материками і океанічними западинами має неоднакове будову, тому розрізняють материковий і океанічний типи земної кори (рис. 19).

Кора материкового типухарактеризується великою потужністю – у середньому 35 км, місцями – до 75 км. Вона складається із трьох «шарів».

Зверху залягає осадовий шар, утворений з осадових порід різного складу, віку, генези та ступеня дислокованості. Потужність його змінюється від нуля до 15 км. Нижче залягає гранітний шар, що складається головним чином із кислих порід, близьких за складом до граніту. Найбільша потужність гранітного шару відзначається під високими молодими горами, де вона досягає 50 км. У межах рівнинних ділянок материків потужність гранітного шару знижується до 10 км.

Під гранітним шаром залягає базальтовий шар, який отримав свою назву також умовно: сейсмічні хвилі проходять через нього з такими ж швидкостями, з якими в експериментальних умовах вони проходять через базальти та близькі до них породи. Справжній склад базальтового шару не більше материків досі залишається невідомим. Потужність його у межах гірських країн сягає 15 км, а межах вирівняних ділянок материків - 25-30 км.

Кора органічного типурізко відрізняється від материкової. На більшій частині площі дна океану її потужність коливається від 5 до 10 км. Своєрідним є і її будова: під осадовим шаром потужністю від кількох кілометрів до кількох сотень метрів залягає проміжний шар змінної потужності, нерідко званий просто «другим шаром». Сейсмічні хвилі поширюються у ньому з більшими швидкостями, ніж у осадовому, але меншими, ніж у гранітному шарі. Припускають, що проміжний шар складається з ущільнених осадових порід, пройнятих вулканічними утвореннями. Останнім часом цей шар одержав назву «океанічного фундаменту». Під ним залягає базальтовий шар потужністю 4-7 км. Таким чином, найважливішою специфічною особливістю океанічної кори є мала потужність та відсутність гранітного шару.

Особливу будову земна кора має у областях переходу від материків до океанів - у сучасних геосинклінальних поясах, де вона відрізняється строкатістю та складністю будови. На прикладі західної околиці Тихого океану можна бачити, що окраїнні геосинклінальні області зазвичай складаються з трьох основних елементів - улоговин глибоководних морів, острівних дуг та глибоководних жолобів. Простіри, що відповідають глибоководним западинам морів (Карибського, Японського та ін.), мають кору, що за своєю будовою нагадує океанічну. Тут відсутня гранітний шар, проте потужність кори значно більша за рахунок збільшення потужності осадового шару. Великі масиви суші, що межують із такими морями (наприклад, Японські острови), складені корою, близькою за будовою до материкової. Характерною особливістю перехідних областей є також складне взаємопоєднання та різкі переходи одного типу кори в інший, інтенсивний вулканізм та висока сейсмічність. Такий тип будови земної кори можна назвати геосинклінальний.

Своєрідними рисами характеризується земна кора під серединно-океанічними хребтами. Вона виділяється в особливий, так званий рифтогенний тип земної кори.Деталі будови кори
цього ще не зовсім зрозумілі. Її найважливіша особливість - залягання під осадовим чи проміжним шарами порід, у яких пружні хвилі поширюються зі швидкостями, рівними 7,3-7,8 км/с, тобто набагато більшими, ніж у базальтовому шарі, але меншими, ніж у мантії . Можливо, що тут відбувається змішання речовини кори та мантії. Це припущення в 1974 р. одержало додаткове підтвердження в результатах глибоководного буріння, проведеного на південь від Азорських островів на Серединно-Атлантичному хребті.

Кожному з перелічених вище типів земної кори відповідають найбільші, планетарні форми рельєфу (рис. 19, 20). Материковому типу земної кори відповідають материки. Вони утворюють основні масиви суші. На значній площі материки можуть бути затоплені водами океанів. Затоплені частини материків дістали назву підводної околиці материків.У геофізичному та геоморфологічному сенсі межами материків слід вважати найнижчу межу підводної околиці материків, де виклинюється гранітний шар та кора материкового типу змінюється океанічною.

Рис. 20. Схема співвідношення різних типів земної кори та планетарних форм рельєфу:

/ - материки (а) та їх підводні околиці (б) – кора материкового типу; 2 – перехідні зони – кора геосинклінального типу; 3 - ложа океану – кора океанічного типу; 4 - серединно-океанічні хребти; - рнфтогенний тип земної кори.

Океанічного типу земної кори відповідає ложі океану.

Складно побудована кора геосинклінального типу знаходить свій відбиток у рельєфі геосинклінальних поясів чи зон переходу від материків до океанів. Нижче для стислості ми будемо називати їх перехідними зонами.

Рифтогенний тип земної кори відповідає у рельєфі планетарної системи серединно-океанічних хребтів.

Кожна планетарна форма рельєфу характеризується своєрідністю притаманних їй форм мега- і макрорельєфу, у переважній більшості випадків також обумовленим відмінностями у будові чи структурі земної кори.

Переходячи до опису мегарельєфа названих найбільших планетарних форм рельєфу Землі, слід підкреслити, що при наведеному вище виділенні планетарних морфоструктур берегова лінія втрачає значення як найважливіша фізико-географічна межа, що відокремлює сушу від морського дна. Однак роль її, безумовно, велика, оскільки умови рельєфоутворення на морському дні і на суші істотно різні.

Слід зазначити, що у материках, є дуже складними утвореннями, поруч із древніми і молодими платформами поширені дуже молоді морфоструктури, зобов'язані своїм походженням альпійським горообразовательным рухам і ще втратили повністю риси, властиві геосинклинальным областям. Однак ці морфоструктури характеризуються материковою земною корою, що вже сформувалася.

У зв'язку із зазначеними обставинами подальший опис форм мегарельєфу суші надається по можливості окремо від мегарельєфу морського дна. Відповідно, огляд мегарельєфа материків включає загальну характеристику рівнин і гір суші, у тому числі "і молоді епігеосинклінальні гірські споруди. При огляді перехідних зон основна увага приділяється морським (океанічним) елементам цієї мегаморфоструктури.

РОЗДІЛ 9. МЕГАРЕЛЬЄФ МАТЕРИКІВ

Площа материків разом із підводною околицею, а також альпійськими епігеосинклінальними континентальними утвореннями та ділянками з корою материкового типу в межах перехідних зон становить приблизно 230 млн. квадратних кілометрів.

За структурою материки - складні гетерогенні тіла, що сформувалися протягом тривалої еволюції літосфери та земної кори. Складність еволюції і послідовність різних стадій освіти материків знаходять свій відбиток у тому тектонічному і геологічному будові. За характером тектонічної активності та спрямованості геологічного розвитку в межах материків виділяються більш стійкі (стабільніші) площі, що отримали назви платформ,та площі, що володіють більшою тектонічною рухливістю (мобільністю), - геосинклінальні області.Неоднорідність будови та розвитку платформ та геосинклінальних областей визначає відмінність рельєфу в їх межах і дозволяє виділити в межах материків два основні типи морфоструктур. платформніі геосинклінальні.При більш детальному розгляді видно, що і платформні, і геосинклінальні області виявляються далеко неоднорідними по геологічному будовою, розвитку та віком. Ця неоднорідність
знаходить свій відбиток у рельєфі материків, у різних типах морфоструктур різного порядку.

5. Ігнатенко І.В., Хавкіна Н.В. Підбури Крайнього Північного Сходу СРСР // Географія та генезис грунтів

Магаданської області. - Владивосток: Вид-во ДВНЦ АН СРСР. – С. 93-117.

6. Класифікація та діагностика ґрунтів Росії / Л.Л. Шишов [та ін]. – Смоленськ: Ойкумена, 2004. – 342 с.

7. Ґрунтово-географічне районування СРСР. - М: Вид-во АН СРСР, 1962. - 422 с.

8. Грунтознавство / за ред. В.А. Ковди, Б.Г. Розанова. - Ч. 2. - М: Вищ. шк., 1988. – 367 с.

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

ПОРІВНЯЛЬНА ОЦІНКА ІНТЕНСИВНОСТІ І НАПРЯМНОСТІ ПРОЦЕСІВ ТРАНСФОРМАЦІЇ РЕЧОВИННОГО СКЛАДУ ПРОФІЛЮ ВІДБІЛЕНИХ ГРУНТ РІВНИНИХ ТЕРИТОРІЙ ПРИМОРСЬКОГО КРАЮ ІДРОВ

ЗАХІДНОЇ СИБІРІ

У статті наведено детальний аналіз процесів трансформації речовинного складу ґрунтів Південного Сибіру та Примор'я. Істотних відмінностей щодо інтенсивності та спрямованості провідних елементарних ґрунтових процесів не виявлено.

Ключові слова: Приморський край, Західний Сибір, дерново-підзолисті ґрунти, карбонатні ґрунти, порівняльна оцінка.

E.P.Sinelnikov, T.A.Chekannikova

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

Зовнішній аналіз структурних матеріалів структури перетворення процесів в самісінький Siberia і Primorsky Krai is conducted. Принципові риси в intensity і orientation of leading elementary soil processes not revealed.

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

Оцінка ступеня диференціації речовинного складу профілю ґрунтів у результаті дії різноманітних елементарних ґрунтових процесів вже давно стала складовою досліджень генетичних властивостей ґрунтового покриву будь-якого регіону. Основу таких аналізів заклали роботи О.О. Роде,

Особливості диференціації речовинного складу ґрунтів південної частини російського Далекого Сходу, порівняно з близькими за генетичними показниками ґрунтами інших регіонів, досліджувалися

C.В. Зонном, Л.П. Рубцової та Є.М. Рудневої, Г.І. Івановим та інших. Результатом цих досліджень, заснованих головним чином аналізі генетичних показників, стало твердження про переважання тут процесів лесивирования, відбілювання, псевдооподзоливания і виключення процесів оподзоливания.

У цьому повідомленні нами зроблено спробу порівняти спрямованість та інтенсивність процесів трансформації речовинного складу профілю вибілених ґрунтів рівнинної частини Примор'я з дерновопідзолистими залишково-карбонатними ґрунтами Західного Сибіру на основі кількісних показників балансу основних елементів речовинного складу.

Вибір грунтів Сибіру як порівняльний варіант невипадковий і зумовлений такими умовами. По-перше, залишково-карбонатні дерново-підзолисті ґрунти Сибіру сформувалися на покривних суглинках з підвищеним вмістом глинистих частинок та обмінних основ, що виключає важливі відмінності вже на першому етапі аналізу. По-друге – це наявність ґрунтовних монографічних даних та балансових розрахунків трансформації речовинного складу, опублікованих І.М. Гаджієвим, що значно спрощує виконання поставленого нами завдання.

Для порівняльного аналізу нами використано дані І.М. Гаджієва за розрізами 6-73 (дерновосильнопідзолисті) та 9-73 (дерново-слабопідзолисті ґрунти). Як вибілені варіанти грунтів

Примор'я нами взяті буро-вибілені та лучні глеєво-слабовибілені ґрунти. Вихідні дані зазначених ґрунтів, а також оцінка трансформації їх речовинного складу залежно від геоморфологічного розташування та ступеня відбіленості представлені нами у попередньому повідомленні. Основні показники дерново-підзолистих ґрунтів представлені у таблиці 1.

Аналіз даних таблиці 1 цього повідомлення і таблиці 1 попереднього вказує на два істотні моменти: по-перше, це досить близький склад грунтоутворювальних порід, і по-друге -явно виражений поділ профілів всіх аналізованих розрізів на акумулятивно-елювіальні та ілювіальні частини. Так, за даними Е.П. Синельникова, вміст глинистих частинок у грунтоутворюючій породі рівнин Примор'я становить 73-75%, для південної тайги Західного Сибіру 57-62%. Кількість мулистої фракції відповідно склала 40-45 і 35-36 відсотків. Сумарна величина обмінних катіонів Са і Мд в озерно-алювіальних відкладах Примор'я 22-26 мекв на 100 г грунту, у покривних суглинках Сибіру 33-34, величина актуальної кислотності відповідно 5,9-6,3 та 7,1-7,5 од. . рН. Залишкова карбонатність порід проявляється у властивостях материнських порід аналізованих розрізів Сибіру, ​​але її вплив на фізико-хімічний стан верхніх горизонтів мінімальний, особливо середньо- та сильнопідзолистих ґрунтів.

Досліджуючи проблему диференціації профілю дерново-підзолистих ґрунтів, І.М. Гаджієв відзначає чітке виділення елювіальної частини, збідненої полуторними окисами і збагаченою кремнеземом, і ілювіальною, певною мірою збагаченою основними компонентами речовинного складу, порівняно з горизонтами, що лежать вище. У той же час помітного накопичення оксидів тут по відношенню до вихідної породи не виявлено і навіть знижено. Аналогічна закономірність проявляється і в вибілених ґрунтах Примор'я.

Посилаючись роботи А.А. Роде, І.М. Гаджієв вважає, що даний факт підтверджує закономірність поведінки речовини при підзолоутворювальному процесі, сутність якого «... полягає в тотальному руйнуванні мінеральної основи грунтів і транзитному скиданні одержуваних при цьому продуктів далеко за межі грунтового профілю». Зокрема, згідно з балансовими розрахунками І.М. Гаджієва, загальний обсяг знебарвлення сумарної потужності ґрунтових горизонтів щодо материнської породи становить від 42-44% у сильнопідзолистому ґрунті до 1,5-2 у слабопідзолистому.

Таблиця 1

Основні показники речовинного складу залишково-карбонатних дерново-підзолистих ґрунтів Західного Сибіру (розраховано за даними І.М. Гаджієва)

Г оризонт Розрахункова потужність, см Зміст часток<0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

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

Розріз 6-73 Дерново-сильнопідзолиста

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

З 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

Аналогічні розрахунки, виконані автором для чорноземних грунтів і сірих лісових, показали повну тотожність спрямованості і швидкості перебудови речовинного складу проти автоморфними грунтами південно-тайгової підзони Сибіру. При цьому ". чорнозем вилужений за складом мулу, заліза і алюмінію з ґрунтових горизонтів у порівнянні з вихідною породою практично повторює дерново-слабопідзолистий ґрунт, темно-сіра лісова опідзолена ґрунт близька до дерновосередньопідзолистої, а світло-сіра лісова опідзолена за цими показниками. Такий стан справ дозволив автору зробити висновок, що формування сучасних дерново-підзолистих ґрунтів відбувається на вже попередньо добре диференційованій мінеральній основі, загалом глибоко елювіально-перетвореній у порівнянні з вихідною породою, тому елювіально-ілювіальну диференціацію профілю навряд чи доречно. за рахунок підзолоутворювального процесу у сучасному його розумінні».

Найбільш наближеним за складом до вихідної породи є горизонт С слабопідзолистого ґрунту, і в перерахунку на аналізовану потужність сучасного профілю ґрунту в ньому містилося 4537 тонн мулу, 2176 тонн алюмінію та 790 тонн заліза на гектар. У близькому за потужністю профілі сильнопідзолистого ґрунту аналогічні показники склали: 5240, 2585 та 1162 тонни на гектар. Тобто, лише за рахунок підвищеної міграції речовин у профілі сильнопідзолистого ґрунту, що дорівнює за потужністю вихідної материнської породи, мало бути винесено 884 тонни на гектар мулу, 409 тонн алюмінію та 372 тонни заліза. Якщо перевести ці показники на кубічний метр, то отримаємо відповідно: 88,4; 40,9 та 37,2 кг. Реально профіль сильнопідзолистого ґрунту, за даними І.М. Гаджієва, щодо материнської породи втратив 15,7 кг кремнезему, 19,8 кг алюмінію та 11 кг заліза на м3.

Якщо рахувати втрати аналізованих речовин у профілі дерново-сильнопідзолистого ґрунту щодо вихідного вмісту речовин у породі слабопідзолистого ґрунту, то отримаємо, що втрати мулу становитимуть 135 кг/м3, а накопичення алюмінію, навпаки, становитиме 7,5 кг та заліза 3,4 кг.

Щоб зрозуміти суть процесів трансформації речовинного складу дерновопідзолистих грунтів Західного Сибіру і зіставити результати з вибіленими грунтами рівнин Примор'я, ми розклали, використовуючи методику В.А. Таргульяна, валовий вміст основних оксидів на частку, що приходить на крупнозем (> 0,001 мм) та мулисту фракцію. Отримані результати для дерновопідзолистих ґрунтів Сибіру представлені в таблиці 2 (відповідні показники для вибілених ґрунтів Примор'я наведені у .

Весь профіль досліджуваних ґрунтів досить чітко ділиться на чотири зони: акумулятивна (гір. А1), елювіальна (гір. А2 та Bh), ілювіальна (гір. В1, В2 та ВС) та материнська порода (гір. С), щодо якої виконані всі розрахунки таблиці 2. Такий поділ дозволяє більш контрастно оцінити суть та спрямованість процесів трансформації речовинного складу в межах конкретного профілю ґрунту та сумарно оцінити баланс речовинного складу.

Таблиця 2

Основні показники балансу речовинного складу залишково-карбонатних дерново-підзолистих

грунтів щодо грунтоутворювальної породи, кг/м3

Гори- Механічні елементи Зміст у крупноземі Зміст у мулистій фракції

Крупнозем Іл SiO2 AІ2Oз Fe2Oз SiO2 AІ2Oз Fe2Oз

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

Розріз 6-73 Дерново-сильнопідзолиста

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

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

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

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

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

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

Розріз 9-73 Дерново-слабоподзолисті

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

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

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

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

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

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

Примітка. 1 – вихідні величини; 2 – утримання в даний час.

З даних таблиці 2 видно, що спрямованість та інтенсивність процесів трансформації речовинного складу «споріднених» пар грунтів далеко не однозначні. В елювіальній зоні профілю сильнопідзолистого ґрунту йде накопичення фракцій великозему щодо материнської породи (+46 кг/м3) та винос мулу (-101 кг). В ілювіальній зоні цих ґрунтів, навпаки, відбувається винос великозему (-38 кг) та накопичення мулу (+50 кг). Сумарний баланс великозему загалом за профілем явно нейтральний (+5 кг), враховуючи деяку умовність складових розрахункові показники. Сумарний баланс мулу негативний -64 кг.

У дерново-слабоподолистому грунті у всіх зонах профілю спостерігається зменшення частки великозему щодо материнської породи, сумарно -146 кг. Накопичення глистої фракції (55 кг) характерно тільки для ілювіальної частини, причому за цим показником горизонти В як сильнопідзолистого, так і слабопідзолистого грунту практично близькі, 50-55 кг/м3, але сумарне накопичення мулу в горизонтах В переважає над виносом його з елювіально- акумулятивної зони (+25 кг).

Таким чином, у ґрунтах різного ступеня підзолистості характер перерозподілу механічних елементів різний як за спрямованістю, так і за кількісними показниками. У сильнопідзолистому ґрунті йде більш потужний винос мулу з поверхневих горизонтів за межі ґрунтового профілю, а в слабопідзолистому, навпаки, спостерігається слабкий винос мулу при інтенсивному виносі великозему практично з усієї товщі ґрунтового профілю.

У буро-вибіленому ґрунті Примор'я (БО) спрямованість процесів перерозподілу механічних елементів однотипна з сильнопідзолистим ґрунтом, але інтенсивність (контрастність) суттєво вища. Так, накопичення великозему у гір. А2 склало 100 кг, а винос з ілювіальної товщі 183, що сумарно становить -81 кг, при +5 у сильнопідзолистому грунті. Винос мулу активно йде по всій елювіально-акумулятивній частині профілю (-167 кг), а накопичення його в горизонтах лише 104 кг. Сумарний баланс мулу в БО грунті становить -63 кг, що практично ідентично сильнопідзолистому грунту. У лучної глеевой слабоотбеленной грунті (ЛГ отб) спрямованість процесів перерозподілу механічних елементів майже однотипна з БО грунтом, але інтенсивність значно нижче, хоча сумарний баланс елементів досить близький і навіть перевищує показник найбільш вибіленого грунту.

Отже, інтенсивність процесу відбілювання реально не корелює з характером перерозподілу механічних елементів, хоча буро-вибілені ґрунти значно старші і пройшли у минулому стадію лучних глеєвих ґрунтів.

Аналізуючи сумарну та індивідуальну участь основних оксидів ^Ю2, AІ2Oз, Fe2Oз) у речовинному складі великозему та мулу окремих зон ґрунтового профілю розрізів щодо ґрунтоутворюючої породи, можна виявити наступні особливості та закономірності.

У горизонті А1 сильнопідзолистого ґрунту при виносі 3 кг великозему сума оксидів становить 1,6 кг; в елювіальній частині профілю сума основних оксидів на 11 кг перевищує масу великозему, а в ілювіальній частині, навпаки, маса великозему на 14 кг більша за суму оксидів.

У перегнійному горизонті слабопідзолистого грунту частка великозему на 4 кг більша за сумарний вміст оксидів, в елювіальній зоні це перевищення склало 10, а в ілювіальній частині - 20 кг.

У горизонтах А1 і А2 відбілів Примор'я маса великозему практично збігається з масою основних оксидів, а горизонтах В перевищує майже 50 кг. В елювіально-акумулятивній частині профілю лугового глеевого слабовибіленого грунту закономірність зберігається, тобто маса великозему збігається з масою оксидів, а в ілювіальних горизонтах на 20 кг більше.

В оцінці аналізованих величин перерозподіл механічних елементів та основних оксидів речовинного складу ґрунту велику значимість має потужність розрахункового шару, тому для реального зіставлення спрямованості та інтенсивності процесів отримані значення балансу слід призвести до рівного за потужністю шару. З урахуванням малої потужності гумусового горизонту цілинних підзолистих ґрунтів розрахунковий шар не може бути більше 5 см. Результати таких перерахунків наведено в таблиці 3.

Результати перерахунку на рівну потужність аналізованого шару ґрунту явно вказують на важливу різницю перерозподілу речовинного складу дерново-підзолистих ґрунтів Сибіру та вибілених ґрунтів Примор'я залежно від ступеня вираженості основних процесів ґрунтоутворення.

Таблиця 3

Баланс механічних елементів та основних оксидів (кг) у розрахунковому шарі 5х100х100 см

щодо грунтоутворювальної породи

Шар, горизонти Механічні елементи Крупнозем (> 0,001) Глиста фракція (<0,001)

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

Дерново-сильнопідзолистий ґрунт

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

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

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

Дерново-слабоподолистий ґрунт

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

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

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

Буро-вибілений грунт

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

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

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

Луговий глеєвий слабовибілений грунт

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

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

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

Зокрема, тільки в слабопідзолистих ґрунтах спостерігається максимальне винесення великозему по всьому профілю щодо вихідної породи. При цьому максимум посідає гумусовий горизонт. Нагромадження великозему в елювіальній частині профілю вибілених ґрунтів у 2-3 рази вище, ніж у сильнопідзолистому ґрунті.

У всіх аналізованих розрізах йде інтенсивний винос мулу з гумусового горизонту: від 16 кг у підзолистих ґрунтах до 19-22 у вибілених. В елювіальній частині профілю виносила трохи менше і практично однаковий для всіх розрізів (13-17 кг). Виняток становить лише розріз слабопідзолистого ґрунту, де винос мулу мінімальний - 1,3 кг. В ілювіальній частині профілю всіх розрізів відбувається накопичення мулу від 2 до 5 кг на шар ґрунту 5 см, що абсолютно нерівнозначно виносу його з товщі, що лежить вище.

Більшість дослідників підзолистих та близьких до них ґрунтів схиляються до думки, що основним критерієм розпаду мулу (підзолоутворення) або його однорідності за профілем (лесивування) є показник молекулярного відношення SiO2/R2Oз, хоча є й протиріччя. Зокрема, С.В. Зонн та ін. підкреслюють, що в умовах частої зміни відновлювальних та окисних умов, що характерно для Примор'я, відбувається суттєва зміна не легких, а саме великих фракцій гранулометричного складу ґрунтів, і особливо за вмістом заліза, яке, вивільняючись, переходить у сегрегований стан. І в цьому, на думку авторів, принципова відмінність хімізму буро-вибілених ґрунтів від дерново-підзолистих.

Виходячи з цих положень, ми порівняли молекулярні відносини SiO2/R2Oз та AІ2Oз/Fe2Oз у «великоземі» та мулі розрізів, взявши їх величину в ґрунтоутворюючій породі за 100%. Природно, що величина менше 100% свідчить про відносне накопичення полуторных окислів у певній частині грунтового профілю, і, навпаки, величина понад 100% - їх зниження. Отримані дані представлені у таблиці 4.

Аналіз даних таблиці 4 дозволяє помітити, що якщо судити по відношенню до SiO2/R2Oз абостої фракції, то істотних відмінностей між горизонтами підзолистих ґрунтів явно не спостерігається (±7%). У розрізах вибілених ґрунтів ця тенденція зберігається, але рівень розширення молекулярних відносин у горизонтах А1 та А2 досягає 15-25% залежно від ступеня відбілювання.

Величина відношення AІ2Oз/Fe2Oз в мулистій фракції розрізу слабопідзолистого ґрунту і сильновідбільної реально стабільна по всіх горизонтах і, навпаки, істотно відрізняється з сильнопідзолистою і

слабовибіленими ґрунтами. Тобто, однозначного висновку про ступінь диференціації мулу в залежності від виразності основного процесу підзолоутворення або відбілювання в розрізах, що розглядаються, зробити не можна.

Таблиця 4

Аналіз величини молекулярних відносин щодо грунтоутворювальної породи

Дерново-підзолисті ґрунти Вибілені ґрунти

сильно-слабко-сильно-слабко-

підзолисті підзолисті вибілені вибілені

Горизонт 3 О3 2 СІ /2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3 з 3 О3 2 сі 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3 з 3 О3 2 СІ 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ / 3 О3 з 3 О3 2 сі 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3<

Фракції «великозему» (> 0,001 мм)

А1 103 55 109 110 108 97 100 100

А2 104 64 126 110 115 87 112 105

У 97 64 138 160 101 87 80 103

З 100 100 100 120 100 100 100 100

Фракції «мулу» (< 0,00" мм)

А1 110 131 107 94 126 104 124 120

А2 107 120 107 97 115 98 103 122

У 100 108 93 100 100 102 100 107

З 100 100 100 100 100 100 100 100

Дещо виразніше відношення А12О3/Рв20з у великоземі проявляється у профілі сильнопідзолистого ґрунту (-40;-45%) та відбілів -13%. У розрізах грунтів слабкої виразності переважаючого типу ЕПП це відношення має протилежну позитивну тенденцію (+5; +10%), а максимальне відхилення від материнської породи (+60%) - у горизонті слабопідзолистого грунту.

Таким чином, ні вихідні дані речовинного складу, ні спроби їх аналізу з використанням різних розрахункових показників не виявили ясно виражених відмінностей як між підзолистими та вибіленими типами ґрунтів, так і залежно від ступеня виразності провідного типу елементарного процесу ґрунтоутворення, в даному випадку підзолоутворення та лесиважа .

Вочевидь, важливі розбіжності у тому прояві зумовлені найбільш динамічними процесами і явищами, що з гумусообразованием, фізико-хімічним станом і окислювально-відновними процесами.

Література

1. Гаджієв І.М. Еволюція ґрунтів південної тайги Західного Сибіру. – Новосибірськ: Наука, 1982. – 278 с.

2. Зонн С.В. Про бурі лісові та бурі псевдопідзолисті ґрунти Радянського Союзу // Генезис і геогра-

фія ґрунтів. - М: Наука, 1966. - С.17-43.

3. Зонн С.В., Нечаєва Є.Г., Сапожніков А.П. Процеси псевдоопідзолювання та лесівування в лісових ґрунтах південного Примор'я// Грунтознавство. – 1969. – №7. – С.3-16.

4. Іванов Г.І. Ґрунтоутворення на півдні Далекого Сходу. - М: Наука, 1976. - 200 с.

5. Організація, склад та генезис дерново-палево-підзолистого ґрунту на покривних суглинках / В.А. Тар-гульян [та ін]. – М., 1974. – 55 с.

6. Підзолисті ґрунти центральної та східної частин європейської території СРСР (на суглинистих ґрунтоутворюючих породах). – Л.: Наука, 1980. – 301 с.

7. Роде А.А. Грунтоосвітні процеси та їх вивчення стаціонарним методом // Принципи організації та методи стаціонарного вивчення ґрунтів. - М: Наука, 1976. - С. 5-34.

8. Рубцова П.П., Руднєва О.М. Про деякі властивості бурих лісових ґрунтів передгір'я Карпат і рівнин Приамур'я // Грунтознавство. – 1967. – №9. – С. 71-79.

9. Синельников Е.П. Оптимізація властивостей та режимів періодично перезволожуваних ґрунтів / ДВО ДОП РАН, Приморська ДСГА. – Уссурійськ, 2000. – 296 с.

10. Синельников Е.П., Чеканнікова Т.А. Порівняльний аналіз балансу речовинного складу ґрунтів різного ступеня відбіленості рівнинної частини Приморського краю // Вестн. КрасГАУ. – 2011. – №12 (63). – С.87-92.

УДК 631.4:551.4 Е.О. Макушкін

ДІАГНОСТИКА ГРУНТ ВЕРХОВ'Я ДЕЛЬТИ нар. СЕЛЕНГИ*

У статті представлена ​​діагностика ґрунтів верхів'їв дельти р. Селенги на основі морфогенетичних та фізико-хімічних властивостей ґрунтів.

Ключові слова: дельта, ґрунт, діагностика, морфологія, реакція, зміст гумусу, тип, підтип.

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

Матеріали diagnostics в Selenga річці delta на основі ґрунтів на грунтах morphogenetic, фізичних і хімічних властивостей є в матеріалі.

Ключові слова: delta, soil, diagnostics, morphology, reaction, humus content, type, subtype.

Вступ. Унікальність дельти нар. Селенги полягає в тому, що вона є єдиною у світі прісноводною дельтовою екосистемою площею понад 1 тис. км2, включеною до списку природних об'єктів Рамсарської конвенції, що особливо охороняються. Тому цікавить вивчення її екосистем, включаючи і грунтові.

Раніше нами, у світлі нової класифікації ґрунтів Росії, діагностувалися ґрунти піднесених ділянок притерасної заплави та великого острова (о-ва) Сінної в серединній частині дельти, дрібних і великих о-вів периферичної частини дельти.

Ціль. Провести класифікаційну діагностику ґрунтів верхів'їв дельти з урахуванням присутності певної контрастності у ландшафті та специфіки впливу природно-кліматичних факторів на ґрунтоутворення.

Об'єкти та методи. Об'єктами досліджень були алювіальні ґрунти верхів'їв дельти р. Селенги. Ключові ділянки були представлені у прирусловій та центральній заплаві основного русла річки поблизу села (с.) Мурзино Кабанського району Республіки Бурятія, а також на о-вах з місцевими назвами: Житло (напроти с. Мурзине), Свиняче (800 м від с. Мурзине) вгору за течією).

У роботі використовувалися порівняльно-географічні, фізико-хімічні та морфогенетичні методи. Класифікаційне становище грунтів наводиться відповідно до . У методологічному аспекті, враховуючи вимоги, у роботі акцентовано увагу насамперед на морфогенетичні та фізико-хімічні властивості верхніх гумусових горизонтів. Нумерацію похованих горизонтів здійснювали, починаючи знизу ґрунтового профілю, римськими великими цифрами, як це прийнято при вивченні ґрунтоутворення у заплавах рік.

Результати та обговорення. Біля с. Мурзіно було закладено низку ґрунтових розрізів. Перші три ґрунтові розрізи закладені по трансекту на ділянках від низинної фації перед штучною дамбою, безпосередньо біля села у напрямку до основного лівого русла річки Селенги, що утворився в

У попередніх розділах йшлося про відображенні геологічних структур у рельєфі та вплив на рельєф різних типів тектонічних рухів безвідносно до часу прояву цих рухів. В даний час встановлено, що головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження належить так званим новітнім тектонічним рухам, під якими дослідники найчастіше розуміють рухи, що мали місце в неоген-четвертинний час. Про це переконливо свідчить, наприклад, зіставлення великих рис рельєфу на гіпсометричній карті колишнього СРСР та карти нових тектонічних рухів на ту саму територію (рис. 12). Так, областям зі слабовираженими вертикальними позитивними тектонічними рухами в рельєфі відповідають рівнини, невисокі плато та плоскогір'я з тонким чохлом четвертинних відкладень: Східно-Європейська рівнина, значна частина Західно-Сибірської рівнини, плато Устюрт.
Областям інтенсивних тектонічних занурень, як правило, відповідають низовинні рівнини з потужною товщею опадів

Рис. 12. Схема нових (неоген-четвертичных) тектонічних рухів біля колишнього СРСР (по М.І. Ніколаєву, значно спрощена):
1 - області дуже слабко виражених позитивних рухів; 2 - області слабко виражених лінійних позитивних рухів; 3 - області інтенсивних склепінь; 4 - області слабо виражених лінійних піднять та опускань; 5 - області інтенсивних лінійних піднятий з великими (а) та значними (б) градієнтами вертикальних рухів; 6 - області намічаних (а) та переважаючих (б) опускань; 7 - межа областей сильних землетрусів (7 балів та більше); 8 – межа прояву неоген-четвертичного вулканізму; 9 - межа розповсюдження діючих
вулканів

неоген-четвертичного віку: Прикаспійська низовина, значна частина Туранської низовини, північна частина Західно-Сибірської рівнини, Колимська низовина та ін.
Отже, рельєфоутворююча роль нових тектонічних рухів виявилася, передусім, у деформації топографічної поверхні, у створенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку. Через диференціацію топографічної поверхні нові тектонічні руху "контролюють" розташування на поверхні Землі областей зносу та акумуляції і, як наслідок цього, областей з переважанням денудаційного (виробленого) та акумулятивного рельєфу. Швидкість, амплітуда і контрастність нових рухів істотно впливають інтенсивність прояви екзогенних процесів і знаходять свій відбиток у морфології і морфометрії рельєфу.
Вираз у сучасному рельєфі геологічних структур залежить від типу та характеру неотектонічних рухів, літології складових їх порід та конкретних фізико-географічних умов. Одні структури знаходять пряме свій відбиток у рельєфі, дома інших формується звернений рельєф (що говорилося вище), дома третіх - різні типи перехідних форм від прямого рельєфу до зверненому. Різноманітність співвідношень між рельєфом та геологічними структурами особливо характерна для дрібних структур, великі структури, як правило, знаходять пряме вираження у рельєфі.
Форми рельєфу земної поверхні, освіти яких головна роль належить ендогенним процесам й у морфології яких чітко відбиваються геологічні структури, називають морфоструктурами. Це було введено 1946 р. І.П. Герасимовим. Проте до сьогодні серед дослідників немає єдиної думки у тлумаченні поняття “морфоструктура” ні щодо масштабу форм, ні щодо характеру відповідності між структурою та її вираженням у рельєфі. Одні дослідники розуміють під морфоструктурами і прямий, і звернений, і будь-який інший рельєф, що виник дома геологічної структури, інші - лише прямий рельєф. Деякі дослідники відносять до морфоструктур лише активні геологічні структури, а відпрепаровані, пасивні структури називають літоморфоструктурами.
Дані, які мають нині геологія і геоморфологія, свідчать, що земна кора відчуває деформації практично всюди і різного характеру. Так, в даний час підняття відчувають територія Фенноскандії та значна частина території Північної Америки, що примикає до Гудзонової затоки. Швидкості підіймання цих територій дуже значні. У Фенноскандії відразу після танення льодовика вони становили 10-13 см/рік, в даний час - близько 10 мм/рік (мітки рівня моря, зроблені в XVIII ст. на берегах Ботнічної затоки, піднесені над сучасним рівнем на 1,5-2, 0 м) (рис. 13). Береги Північного моря в межах Голландії та сусідніх із нею областей опускаються, змушуючи мешканців будувати греблі для захисту території від наступу моря.
Інтенсивні тектонічні рухи відчувають області альпійської складчастості та сучасних геосинклінальних поясів. За наявними даними, Альпи, Гімалаї та Памір за неоген-

Рис. 13. Гляціоізостатичне підняття Балтійського щита після зникнення останнього льодовикового покриву (за М. І. Ніколаєвим):
1 – ізогіпси (м); 2 – межа каледонід; 3 - межа балтійського щита

вертичний час піднялися на кілька кілометрів. На тлі піднятий окремі ділянки в межах областей альпійської складчастості відчувають інтенсивні занурення. Так, на тлі підняття Великого та Малого Кавказу укладена між ними Кура-Араксинська низовина відчуває інтенсивне занурення. Свідченням існуючих тут різноспрямованих рухів є становище берегових ліній стародавніх морів, попередників сучасного Каспійського моря. Прибережні опади одного з таких морів - пізньобакинського, рівень якого розташовується на абсолютній висоті 10-12 м, в даний час простежуються в межах південно-східної перикліналі Великого Кавказу та на схилах Талиських гір на абсолютних відмітках відповідно +300 і +200 м, а в межах Кура-Арак- синської низовини розкриті свердловинами на абсолютних позначках -250-300 м.

Про прояв неотектонічних рухів можна судити з численних і різноманітних геоморфологічним ознаками: 1) наявність морських і річкових терас, освіту яких пов'язані з впливом зміни клімату чи будь-яких інших причин; 2) деформації морських та річкових терас та стародавніх поверхонь денудаційного вирівнювання; 3) глибоко занурені або високо підняті над рівнем моря коралові рифи; 4) затоплені морські берегові форми та деякі підводні карстові джерела, становище яких не можна пояснити евстатичними коливаннями рівня Світового океану чи іншими причинами; 5) антецедентні долини, що утворюються в результаті пропилювання рікою, що виникає на неї.
шляхи тектонічного підвищення - антиклінальної складки або блоку, що здіймається, утвореного розривними порушеннями (рис. 14).
Рис. 14. Антецедентні наскрізні ущелини рукавів. Гердиманчай у східному краю Карамар'янської гряди (Азербайджан, за В.А. Гроссгейм)
Про прояв неотектонічних рухів можна судити і з непрямих ознак. Чуйно реагують на них флювіальні форми рельєфу. Так, ділянки, що відчувають тектонічні підняття, зазвичай характеризуються збільшенням густоти і глибини ерозійного розчленування в порівнянні з територіями, стабільними в тектонічному відношенні або занурення. На таких ділянках змінюється і морфологічний вигляд ерозійних форм: долини зазвичай стають уже, схили крутіші, спостерігаються зміна поздовжнього профілю річок і різкі зміни напряму їх течії в плані, які не можна пояснити іншими причинами, і т.д. Всі ці (і низка інших) ознаки дозволяють використовувати геоморфологічний метод виявлення позитивних тектонічних структур, зокрема під час пошуку нафтогазових родовищ.
Залежно від співвідношення швидкостей тектонічних рухів (Т) і денудаційних процесів (Д) рельєф може розвиватися за висхідним або низхідним типом. Якщо Т gt; Д, рельєф розвивається за висхідним типом. У цьому випадку збільшуються абсолютні висоти території, що зазнає підняття, що
стимулює посилення глибинної ерозії постійних та тимчасових водотоків та призводить до збільшення відносних висот. Формуються долини рік типу тіснин, ущелин і каньйонів, що характеризуються крутими або навіть вертикальними схилами, що, у свою чергу, веде до інтенсивного розвитку зсувних (за сприятливих гідрогеологічних умов) та обвально-осипних процесів. Внаслідок різкого переважання глибинної ерозії над бічною в долинах річок слабо розвинені або зовсім відсутні заплави та річкові тераси. Поздовжні профілі річок характеризуються великими ухилами і невиробленістю: більш-менш пологі ухили на ділянках виходу порід, що легко розмиваються, чергуються з порогами і уступами на місцях виходу стійких до розмиву порід. Посилення інтенсивності денудаційних процесів сприяє швидкому видаленню пухких продуктів руйнування гірських порід, результатом чого є хороша оголеність "свіжих", ще не зазнали руйнування порід, препарування більш стійких порід і як результат - чітке відображення геологічних структур у рельєфі (структурність рельєфу), особливо в умовах аридного клімату. Збільшення абсолютних висот, довжини і крутості схилів призводить не тільки до інтенсифікації рельєфоутворюючих процесів, що раніше діяли, але і до появи нових: снігових лавин і селів, а при підйомі території вище кліматичного снігового кордону - до процесів, пов'язаних з діяльністю льоду і снігу. В результаті у верхній частині гір формується новий тип рельєфу – альпійський, характеристика якого була дана вище. Таким чином, зміна кількісних характеристик – збільшення абсолютних та відносних висот, довжини та крутості схилів – призводить до якісних змін всього комплексу рельєфоутворюючих процесів. Ці зміни знаходять відображення і на територіях, прилеглих до гор, що піднімаються: тут змінюється характер корелятних відкладень. У міру зростання гір збільшуються кількість і крупність уламкового матеріалу, що виноситься постійними та тимчасовими водотоками.
Якщо Тlt; Д, процес рельєфоутворення розвивається у зворотному напрямку: зменшуються абсолютні та відносні висоти, схили викладаються, річкові долини розширюються, на дні їх починає накопичуватися алювій, поздовжні профілі річок вирівнюються і стають більш пологими, інтенсивність ерозій. При зниженні гір нижче снігової межі припиняється рельєфоутворююча діяльність снігу та льоду. Нагромадження уламкового матеріалу на дні ерозійних форм і схилах веде до загасування стручок.

турності рельєфу, зменшення площі виходу поверхню свіжих скельних порід. Вершини та гребені хребтів набувають округлих обрисів. Все це веде до зменшення кількості уламкового матеріалу, що виноситься, і його крупності.
Відзначений зв'язок між зміною рельєфоутворюючих процесів на територіях, що зазнають підняття, і характером корелятних відкладень, що накопичуються в області опускання, дозволяє використовувати корелятні відкладення для палеогеографічних реконструкцій: визначення інтенсивності тектонічних рухів минулих геологічних епох, розташування областей рельєфу. Ось чому геоморфологи вивчають не тільки сам рельєф, а й складові породи, зокрема корелятні відкладення.
Таким чином, існує тісний зв'язок між характером та інтенсивністю новітніх тектонічних рухів, морфологією рельєфу на різних стадіях його розвитку та корелятними відкладеннями. Цей зв'язок дозволяє широко використовувати геоморфологічні методи щодо неотектонічних рухів і геологічної структури земної кори.
Крім нових тектонічних рухів, розрізняють так звані сучасні рухи, під якими розуміють рухи, що проявилися в історичний час і зараз. Про існування таких рухів свідчать багато історико-археологічних даних, а також дані повторних нівелювання. Зазначені часом великі швидкості цих рухів (до 10 див у рік і більше) диктують необхідність їх обліку під час будівництва довгострокових споруд - каналів, нафто- і газопроводів, залізниць та інших.

Для опису всього різноманіття дійсності будь-яка мова потребує виразу тривалості, інтенсивності та спрямованості. Для SAE та багатьох інших мовних систем характерно опис цих понять метафорично. Метафори, що застосовуються у своїй, - це метафори просторової протяжності, тобто. розміру, числа (множинність), положення, форми та руху. Ми висловлюємо тривалість, словами: long "довгий", short "короткий". great "великий", much "багато", quick "швидкий", slow "повільний" і т.д., інтенсивність- словами: large "великий", much "багато", heavy "важко", light "легко", high "високо", 1оw "низько", sharp "гострий", faint "слабкий" і т.д.; спрямованість- словами: може "більше", increase "збільшуватися", grow "рости", turn "перетворюватися", get "ставати", аррroаhh "наближатися", go "йти", come "приходити", rise "підніматися", fall " падати", stop "зупинятися", smooth "гладкий", even "рівний" , rapid "швидкий", slow "повільний" і т.д. Можна скласти майже нескінченний список метафор, які ми навряд чи усвідомлюємо як такі, оскільки вони є єдино доступними лінгвістичними засобами. Неметафоричні засоби вираження даних понять, так само як еаг1у "рано", late "пізно", soon "скоро", lastilig "тривалий", intense "напружений", vегу "дуже", настільки нечисленний, що жодною мірою не можуть бути достатніми.

Ясно, яким чином створилося таке становище. Воно є частиною всієї нашої системи - об'єктивізації - уявного уявлення якостей і потенцій як просторових, хоча вони є насправді просторовими (наскільки це відчувається нашими почуттями). Значення іменників (SAE), відштовхуючись від назв фізичних тіл, веде до позначень зовсім іншого характеру. А оскільки фізичні тіла та їх форма у видимому просторі позначаються термінами, що належать до форми та розміру, і обчислюються різного роду числівниками, то такі способи позначення та обчислення переходять у символи, позбавлені просторового значення і припускають уявний простір. Фізичні явища: move "рухатися", stop "зупинятися", rise "підніматися", sink "опускатися", approach "наближатися" і т.д. - у видимому цілком відповідають, на нашу думку, їхнім позначенням у уявному просторі. Це зайшло так далеко, що ми постійно звертаємось до метафор, навіть коли говоримо про найпростіші непросторові ситуації. Я "схоплюю" "нитку" міркувань мого співрозмовника, але якщо їхній "рівень" занадто "високий", моя увага може "розсіятися" і "втратити зв'язок" з їхньою "перебігом", так що, коли він "підходить" до кінцевого " пункту", ми розходимося вже "широко" і наші "погляди" так "відстоять" один від одного, що "речі", про які він говорить, "представляються" "дуже" умовними або навіть "нагромадженням" нісенітниці.

Вражає повна відсутність такого роду метафор у хопі. Вживання слів, що виражають просторові відносини, коли таких відносин насправді немає, просто неможливо в хопі, на них у цьому випадку ніби накладено абсолютну заборону. Це стає зрозумілим, якщо взяти до уваги, що у мові хопі існують численні граматичні та лексичні засоби для опису тривалості, інтенсивності та напрямкияк таких, а граматичні закони у ньому не пристосовані щодо аналогій з мислимим простором. Численні види дієсліввисловлюють тривалість та спрямованістьтих чи інших дій, у той час як деякі форми застав виражають інтенсивність, спрямованість і тривалість причин та факторів, що викликають ці дії Далі, особлива частина мови інтенсифікатор(thetensors) - численний клас слів - виражає лише інтенсивність, спрямованість, тривалість і послідовність. Основна функція цієї частини мови - виражати ступінь інтенсивності, "силу", а також і те, в якому стані вони знаходяться і як видозмінюються: таким чином, загальне поняття інтенсивності, що розглядається з погляду постійної зміни, з одного боку, і безперервності - з інший, включає також і поняття спрямованості і тривалості. Ці особливі тимчасові форми - інтенсифікатори - вказують на відмінності в ступеня, швидкості, безперервності, повторюваності, збільшенні та зменшенні інтенсивності, прямої послідовності, послідовності перерваної деяким інтервалом часу і т.д., а також на якостіНапруженість, що ми висловили б метафорично за допомогою таких слів, як smooth "гладкий", even "рівний", hard "твердий", rough "грубий". Вражає повну відсутність у цих формах подібності зі словами, що виражають реальні відносини простору та руху, які для нас означають те саме. Вони майже немає слідів безпосередньої деривації від просторових термінів.

Таким чином, хоча хопі при розгляді форм його іменників здається гранично конкретною мовою, у формах інтенсифікаторів він досягає такої абстрактності, що вона майже перевищує наше розуміння.