Роль землетрясений в образовании форм рельефа

При землетрясениях на земной поверхности образуются трещины, происходит смещение блоков земной коры по трещинам , горные породы деформируются в складки. Трещины прослеживаются в длину на многие сотни метров. Во время катастрофических землетрясений трещины нередко пересекают холмы и долины вне видимой связи с существующим рельефом. Вертикальные смещения блоков земной коры выражаются в образовании уступов высотой от 2.5 м до 450 м, заложении грабенов шириной 800м и длиной до почти 3 км и амплитудой до 4 м. Например в результате землетрясения 1862 г на оз. Байкал опустилась часть побережья и дельты р. Селенга и образовался залив Провал глубиной 8 м и площадью около 260 км². Иногда появляются горсты между сбросами амплитудой до 7 м, а в морях зарождаются острова. Деформации типа складок выражаются на земной поверхности волнами высотой до 30 см и длиной от 3 до 10 м.

При землетрясениях в результате сильных подземных толчков образуются на крутых склонах гор, берегах морей и рек обвалы, осыпи, оползни и оплывины.Один из наиболее крупных обвалов случился на Памире в 1911 г. Обвал горных пород перегородил р. Мургаб и образовал плотину шириной более 5 км и высотой до 600 м. Крупные обвалы известны на Кавказе. В результате горных землетрясений и оползней возникают сели или грязекаменные потоки.В долинах рек сели производят огромную разрушительную работу, а при выходе из гор формируют обширные конусы выноса.

Если очаги землетрясений располагаются в море возникают моретрясения. Под воздействием моретрясений происходит перемещение огромных масс рыхлых донных отложений на склонах морского дна. Образуются волны цунами, которые оказывают влияние на морфологию морских побережий.

Землетрясения распространены в областях наиболее интенсивных новейших тектонических движений - Средиземноморском поясе, периферических частях Тихого океана, Срединно-океанических хребтах, Восточно-Африканском и Байкальском рифтах и др.

ЛЕКЦИЯ 6. ПЛАНЕТАРНЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Самыми крупными формами на Земле являются материки, впадины океанов и срединно-океанические хребты.

Материки занимают площадь 149 млн км2 (29.2% поверхности).Они включают сушу, шельф, склоны и частично подножье. Границы материков как правило проходят по сверхглубинным разломам Беньофа. В своем основани материки имеют огромный массив континентальной коры, сложенной мощной толщей относительно легкого вещества. Подошва континентальной коры неровная с корнями под грными сооружениями.

Впадины океанов занимают 70.8% поверхности Земли (361 млн км²).Они характеризуются корой океанского типа и отсутствием «гранитного слоя». В рельефе океанических впадин преобладают абиссальные равнины и отловины.

Срединно-океанические хребты являются самыми протяженными горными сооружениями. Им соответствует рифтогенный тип земной коры.

В пространственном расположении планетарных форм рельефа отмечается ряд особенностей. Заметна асимметрия рельефа земной поверхности. Выделяется континентальное северное полушарие и морское южное. В южном направлении наблюдается сокращение ширины ряда континентов. Континенты Южная Америка и Африка, а также Северная Америка и Европа имеют совестимые очертания берегов. Причиной такого пространственного положения планетарных форм служат вращательное движение Земли, латеральные перемещения литосферных плит, гравитационное поле.

Рельеф материков

По структуре материки представляют собой сложные гетерогенные тела. По тектоническому и геологическому строению в пределах материков выделяются платформы – относительго устойчивые области и геосинклинальные пояса, обладающие большей тектонической подвижностью. Платформы и геосинклинальные пояса определяют развитие в пределах маатериков двух основных морфоструктур: равнин платформ и областей горообразования.

Равнины располагаются на разновозрастных платформах: мезозойских, палеозойских и докембрийских. Среди них преобладают древние платформы,которые образуют основные части всех континентов: Восточно-Европейская, Сибирская, Северо- и Южно-Китайская. Более молодые платформы часто окаймляют древние.

Средняя мощность земной коры платформ составляет 30 – 40 км. Кора состоит из трех слоев. Верхний слой может отсутствовать в пределах щитов и антеклиз, а может достигать 20 км в синеклизах. Равнины могут располагаться на щитах и состоять из пород фундамента и плитах с мамомощным чехлом осадочных пород. По характеру неотектонического развития равнины подразделяются на три типа: аккумулятивные, денудационные и денудационно-аккумулятивные. Аккумулятивные равнины сложены с поверхности мощными толщами неоген-четвертичных рыхлых отложений. Денудационные равнины лишены покрова неоген-четвертичных отложений. Денудационно-аккумулятивные равнины имеют цоколи и выходы на поверхность дочетвертичных пород (Рис. ). Общей чертой рельефа всех равнин является его выравненность.

Рис.

Аккумулятивные равнины приурочены к развивающимся впадинам платформ, где происходит прогибание и аккумуляция. По расположению выделяются шельфовые и внутриконтинентальные аккумулятивные равнины. Шельфовые равнины располагаются на шельфах до континентального склона. Эти равнины испытывают слабые отрицательные движения. Наземные аккумулятивные равнины по происхождению подразделяются на моногенные и полигенные. К первым относятся аллювиальные, моренные, флювиогляциальные, морские равнины; ко вторым – равнины более сложного генезиса, например, морские равнины, переработанные эоловыми процессами. Наземные аккумулятивные равнины приурочены к синеклизам плит, перикратоннымопусканиям. По характеру рельефа аккумулятивные равнины бывают горизонтальные, наклонные, холмистые, волнистые, увалистые и др. На рельеф аккумулятивных равнин большую роль оказывает мощность покрова новейших отложений. Покров неоген-четвертичных отложений сглаживает детали поверхности коренных пород. Заметное влияние на рельеф оказывает также распределение литофаций новейших отложений. К аккумулятивному тиру равнин относятся Амазонская, Прикаспийская, Западно-Сибирская, Полесская низменности, Северо-Американская и Восточно-Европейская равнины, Большая Песчаная пустыня, Большая пустыня Виктории.

Денудационные равнины внутриконтинентальные и развиваются главным образом на антеклизах и других крупных поднятиях платформ. Вдоль побережий морей и океанов нередко простираются абразионные равнины, например на юго-западном побережье Африки. Рельеф денудационных равнин определяется литолого-стратиграфическим фактором и типом тектонических структур. Вследствие избирательного разрушения горных пород на их поверхности образуются малые формы рельефа. В условиях моноклинального залегания устойчивых пород возникаю плато ( при улах наклона пластов 0 -5^о), куэсты (10 – 15^о) и гряды ( более 15^о).Тектонические деформации осложняют поверхность денудационных равнин поднятиями и впадинами. Сложные равнины с выравненными поверхностями различного строения и генезиса называются полигенными. Денудационные и полигенные равнины известны на Канадском и Балтийском щитах, в Африке, вдоль западного побережья Каспийского моря между Махачкалой и Апшероном, на юго-восточном склоне Аппалачей в Пьедмонте.

Области горообразования отличаются высокой мобильностью, разнонаправленностью движений, развитием общего поднятия. Наиболее крупной мегаформой являются орогенные пояса: Андийско-Кордильерский (Американский) и Евразийский, который пртягивается от Пиренеев до берегов Тихого океана. Первый является окраинно-континентальным, второй – внутриконтинентальным. Орогенные пояса имеют линейно-вытянутые очертания в плане, а в вертикальном сечении – значительные поднятия по сравнению с соседними равнинами. Они характеризуются увеличенной мощностью земной коры, вулканизмом и высокой сейсмичностью, разнонаправленными и быстрыми вертикальными движениями.

Орогенные пояса состоят из горных стран. Примером горных стран служат Кавказская грная страна, Горные страны Памира, Тянь-Шаня и др.(Рис. )В рельефе горных стран выделяются горные сооружения , предгорные и межгорные впадины.

Рис.

Главной мегаформой горной страны является горное сооружение. В рельефе горное сооружение выражено крупным общим поднятием со сводово-глыбовым общим строением. Его образуют хребты и системы хребтов, часто разделенные горными впадинами – долинами, долинообразными понижениями, озерными котловинами. Горные сооружения могут быть простыми и сложными.

Простые горные сооружения – это поднятия, не осложненные крупными горными впадинами. Границы между хребтами определяются разломными зонами и неустойчивыми породами. Долины образуются в результате селективной разработки рек, как например, в Крыму и Большом Кавказе.Сложные горные сооружения состоят из хребтов, разделенных горными впадинами, выполненными моласами. Такое строение имеют Колумбийские Ады, Копетдаг, Тянь-Шань. Впадины развиваются на месте развивающихся грабенов, а хребты – на месте горстов.

Предгорные впадины развиваются в зоне передового прогиба. Они характеризуются асимметрией и неоднородным рельефом во внутренней и внешней частях. Внутренняя часть, примыкающая к горному сооружению, более глубокая и крутосклонная, а внешняя – пологая, соответствует соседнему участку платформы, втянутому в процесс прогибания.Предгорные впадины выполнены континентальными и морскими молассами в нижней части и аллювием – в верхней части. В рельефе предгорные впадины представлены низменными равнинами, повышающимися к горному сооружению.Такими формами являются Месопотамская низменность с долинами рек Тигра и Евфрата, Индостанская низменность с долинами Ганга и Брахмапутры.Регионы, примыкающие к горам, которые оказались втянутыми в общее поднятие, формируют предгорья. Они представлены высокими сильно расчлененными наклонными денудационными равнинами.

Межгорные впадины разделяют горные сооружения. На всем протяжении горообразования они были отрицательными структурами, равноценными по масштабу горным сооружениям. Межгорные впадины сложены аллювиальными, пролювиальными, озерными отложениями, со всех сторон окружены предгорьями. Их поверхность осложнена поднятиями, горами, холмами. К таким образованиям относятся Ферганская, Иссык-Кульская впадины, Среднедунайская равнина .

По условиям образования выделяются молодые (эпигеосинклинальные), возрожденные или омоложенные (эпиплатформенные) и квазиорогенные горные страны.

Молодые (эпигеосинклинальные) горные страны образовались в процессе горообразования на месте областей длительного и значительного прогибания. Примерами таких гор являются Альпы, Кавказ, Анды, частично Кордильеры, Гималаи. Молодые горные страны имеют сводово-складчатое строение: хребты являются морфологичесим выражением антиклиналей, а межгорные впадины расположены на месте синклиналей. Строение гор осложняют разломы. В их присводовых областях нередко залегают батолиты, разбитые на блоки. Для горных стран характерен неоген-четвертичный вулканизм и высокая сейсмичность.

Возрожденные (эпиплатформенные) горные страны возникли в процессе горообразования, которое проявилось после платформенного режима различной длительности. Таковы Урал, Тянь-Шань, гиндукуш, Аппалачи, Восточные Саяны. Эти горные страны развивались под влиянием мощных тектонических движений земной коры по разломам.Они приурочены к периферическим частям молодых горных стран, на границе с платформами. Возрожденные горные страны состоят из высоких горных сооружений, предгорных и межгорных впадин. Последние в рельефе представлены в виде аккумулятивных равнин, выполненных молассами. В тектоническо отношении горные хребты являются горстами, а впадины – грабенами. Возрожденным горным странам свойственны следующие отличительные черты: линейные очертания в плане, контрастность неотектонических движений по вертикали, сводово-глыбовое и глыбовое внешнее строение и складчато-блоковое внутреннее, неоген-четвертичный магматизм и сейсмичность.

Квазиорогенные горные страны представляют соой промежуточный тип между эпиплатформенными горными странами и высокими денудационными равнинами платформ. Они образуют высокие расчлененные плоскогорья: Бразильское, плато Путорано и др. В их рельефе типичны сводово-глыбовые горы с почти горизонтальным залеганием горных пород. С горными странами их объединяет значительная интенсивность новейших поднятий, а с платформенными равнинами – отсутствие вулканизма и сейсмичности.

К горным сооружениям относятся также рифтогенные континентальные горные страны. Они имеют глобальное распространение и приурочены к областям новейшего рифтогенеза. В осевой части таких сводообразных поднятий выделяется рифтовая долина – впадина, обрамленная горными хребтами по бортам. Рифтовые горы образуются в условиях растяжения свода, которое сопровождается сбросами, раздвижением земной коры, вулканизмом и сейсмичностью. Наиболее известные рифты – Байкальский, Восточно-Африканский, Красноморско-Аденский, Исландские щелевые.

Лекция 7. Рельеф склонов континентов и океанов.

В рельефе планеты континенты и океанские впадины имеют общие склоны. По характеру рельефа и строения выделяются три типа окраин: активные, пассивные и трансформные. Первые два типа окраин представлены глобально, а трансформные склоны– регионально.

Пассивные континентальные окраины широко распространены вдоль берегов Атлантического и Северного Ледовитого океанов и часто называются Атлантическим типом континентальных окраин. Они характеризуются отсутствием сейсмичности и вулканизма и включают шельф, континентальный склон и континентальное подножье.

Шельф – это затопленные платформенные равнины окраин континентов на глубине от 0 до 200 м( Рис. ). Континентальный склон

начинаетя ниже бровки уступа шельфа. Он имеет наклон от 5 до 20^о. В

Рис.

тектоническом отношении континентальный склон может представлять собой континентальную флексуру или иметь систему ступеней, разграниченных продольными и секущими разломами. Ступени свидетельствуют о сбросовой внутренней структуре континентального склона. Ширина ступеней колеблется от нескольких сот метров до 100 км. В верхней части склона ниже бровки шельфа широкие ступени образуют краевые плато. Склоны осложняются грабенами и горстами. Все формы связаны со смещениями блоков по разрывам, примерно согласным с простиранием континентальных склонов.

Секущие разрывы вытянуты вкрест простирания ступеней. Они сильно осложняют пограничные районы континентов и дна океанов. На суше к секущим разломам часто приурочены длины рек, а в пределах континентального склона – мутьевые потоки. Они формируют глубокие подводные каньоны. В устьях подводных каньонов располагаются подводные конусы выноса. Такую морфологию имеют склоны в районах дельты р. Конго, устья р. Гудзон.Секущие разломы связаны с дифференцированными блоковыми движениями. Эта связь проявляется в местах, где континентальный склон граничит с горными сооружениями.Участки континентального склона, подвергшиеся сильным деформациям по разрывам, называются бордерлендами. Они типичны для восточной окраины Тихого океана на склоне Калифорнийского полуострова. Шльфу и материковому склону свойственна кора материкового типа. На материковом склоне в районе Мексиканского залива и Средиземном море встречаются бугристые формы рельефа, обусловленные соляной тектоникой. Иногда представлены вулканические и грязевулканические образования.

Материковое подножье представляет собой зону сочленения склона континента с ложем океанской впадины. Здесь происходят наиболее существенные изменения строения земной коры. В тектоническом отношении представляет собой зону сверхглубиного разлом ( Рис. ). Она выражена глубокой впадиной и заполнена осадочными породами. Поверхность подножья имеет форму плоского конуса накопления с вершиной у склона и основанием, лежащем на ложе океана с океанической корой. Конусы сложены рыхлыми морскими и континентальнвми породами. В направлении вглубь океана происходит быстрое выклинивание слоя терригенных пород. В общем континентальная кора в пределах подножья утоньшается и замещается океанской.

Рис.

Активные континентальные окраины преобладают на склонах Тихоокеанской впадины. Они характеризуются высокой сейсмичностью, вулканизмом и иным строением переходной зоны. Переход от континента к океану осуществляется через шельф, впадину окраинного моря, островодужное поднятие, глубоководный желоб. Переход от континента к океану с набором перечисленных форм называется тихоокеанский.

Глубоководные впадины окранных морей граничат с шельфом. Таковы Охотское, Южно-Китайское моря. Они имеют плоское или волнистое дно. Иногда на днище котловин поднимаются крупные подводные горы и подпятия высотой до 2 км, как возвышенность Ямато на дне Японского моря. Котловина Карибского моря состоит из нескольких впадин, разделенных подводными хребтами. Глубины моря составляют 2 – 5.5 км. В строении впадин преобладает кора океанского типа мощностью 10 12 км. Однако неглубокие впадины и поднятия часто обладают гранитным слоем. Большинство впадин характеризуется следующими особенностями: повышенным тепловым потоком, высокой сейсмичностью, слабым вулканизмом, широким развитием рифтов, раздробленной структурой и развитием рифтогенных разломов.

Островные дуги представляют собой огромные хребты, протягивающиеся вдоль окраинных морей.. От океанов они ограничены глубоководными желобами и сверхглубинными разломами. Территория островных дуг отличается высокой сейсмичностью, вулканизмом и неустойчивым состоянием земной коры и верхней мантии. Они находятся над зонами субдукции, разделяющие литосферные плиты. Горные сооружения представляют собой вулканы, вершины которых возвышаются над поверхностью океана и образуют крупные острова: Курильские, Филиппинские, Индонезийские, Большие Антильские, Марианские, Микронезийские дуги, Новую Гвинею. Горные сооружения имеют гранитные или базальтовые корни.

Глубоководные желоба – это узкие относительно глубокие (от 5 до 11 км) впадины дугообразной формы, не компенсированные осадками. К наиболее известным желобам относятся Курило-Камчатский, желоб Тонга, Яванский, Центральноамериканский, Западно-Меланезийский, Марианский. Они имеют относительно ровное плоское дно, крутые склоны (от 5 до 30^о) и V – образный поперечный профиль. Глубоководные желоба расположены главным образом у западных и юго-западных склонов впадины Тихого океана. В генетическом отношении желоба представляют собой зоны субдукции и активного сверхглубинного разлома в области перехода континентальной коры в океанскую. Такме зоны характеризуются низким тепловым потоком, высокой сейсмичностью и разрушительными землетрясениями.

Трансформные континентальные окраины встречаются реже. В их морфологии выделяются узкий шельф и крутой континентальный склон, граничащий с впадиной океана по разлому. Среди них выделяются дивергентные и конвергентные трансформные шельфы. Первые ограничены разломом-сдвигом или раздвигом, а вторые - расположены в местах погружения океанского дна под континенты и сопровождаются бордерлендами. По характеру морфологии и строения зоны перехода от континента к океану бывают равнинного, горного, обрамляющего, межконтинентального и средиземного типов.

Равнинный тип переходной зоны развит в пределах пассивных окраин. Примерами могут служить пограничные зоны платформенных равнин суши и океанов на севере азиатской части Евразии, Западной Европы, Африки, восточного побережья Северной и Южной Америки.Этот тип характеризуется обширным шельфом и невысоким пологим континентальным склоном.

Горный тип перехода от континента к океану сопровождает активные континентальные окраины. Горные сооружения суши граничат с узким неразвитым шельфом и крутым континентальным склоном. От ложа океана континентальный склон отделен системами разломов, как например вдоль Кордильер (Кордильерский подтип) или глубоководным желобом и зоной сверхглубинного разлома Беньофа вдоль Анд )Андийский подтип).

Обрамляющий тип характерен для для пограничной зоны Евразии и Тихого океана. Его особенность заключается в том, что все мегаформы – окраинное море, остовная горная дуга и глубоководный желоб - обрамляя окраину континента. повторяют его плановые очертания. Этот тип переходной зоны называют еще курильским, названный так по Курильским островам, где он типично представлен.

Межконтинентальный тип переходной зоны развит между юго-восточной континентальной окраиной Индонезии и Австралией, между Антарктидой и Южной Америкой. Здесь крупные острова в виде дуг построены континентальной корой, обладают горным рельефом и обрамляются обширным шельфом.

Средиземный тип зоны перехода от континента к океану приурочен к впадине Средиземного моря. Он выделяется сложным рельефом, включающем глубоководные котловины, желоба и островодужные поднятия. Внутренние впадины повсеместно ограничены континентальным склоном, обрамляются горными сооружениями. Глубоководные желоба, в отличие от океанских, имеют глубины не более 6 км и заполнены осадками.

ЧАСТЬ III. ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ

ЛЕКЦИЯ 8. РЕЛЬЕФ ВОДОРАЗДЕЛОВ

Водоразделы – это наиболее высокие участки поверхности возвышенностей и горных хребтов. Они характеризуются минимальными уклонами поверхности, наиболее высоким гипсометрическим положением, преобладанием процесов выветривания и образованием элювия. На водоразделах протекает процесс частичного перемещения обломочного материала в соответствии с уклонами поверхности.

Перемещение обломочного материала осущесвляется путем плоскостной денудации и эрозии разветвленных ручейков. При этом формируется зона селективного разрушения водораздельной поверхности - зона водораздельной денудации. Особенность зоны водораздельной денудации заключается в том, что она развивается в значительной изоляции от региональных базисов денудации (Рис. ).

Изучая зону водораздельной денудации можно определить развитие новейших структурных форм.

Рис.

Наиболее обширные водоразделы имеют плоскогорья: Бразильское, Гвианское, Среднесибирское, плоскогорья Северной Америки, Африки и Австралии. Эти макроформы граничат со структурно обусловленными низменностями –областями кайнозойского опускания, имеют четкие границы, изометричные плановые очертания, значительные абсолютные отметки и характеризуются отсутствием вулканизма и слабыми землетрясениями. Напротив, горные водоразделы неширокие, протяженные и сильно расчлененные.

Становление водоразделов. В развитиии водоразделов поднятий выделяют две стадии: зарождения и морфологического становления. Стадия зарождения в рельефе поднятия протекает в условиях слабого воздымания и понижения базиса денудации. При небольшой скорости и длительном росте водораздельная поверхность подвергается расчленению. Если этап денудации длительный, то происходит расчленение и сглаживание рельефа. Когда же этап денудации кратковременный, то на водораздельной поверхности сохраняются реликты древнего рельефа. При повторяющихся снижениях скоростей денудации может сохраняться рельеф, соответствующий древнейшему, древнему и новому процессу выравнивания. В современном рельефе от древнейшей поверхности остаются только останцы, от древней поверхности – региональные формы, а новейшие формы образуют поверхность водораздела с выработанной зоной водораздельной денудации, расчлененная верховьями рек. ( См. Рис.).

Стадия морфологического становления поднятия протекает на фоне воздымания поверхности. Происходит расчленение его окраинных частей речными долинами. В растущей структуре оживают разломы и блоковые подвижки.Они сильно изменяют первичный рельеф водораздела, предопределяют различные наклоны блоков, заложение речных долин по разломам. Речные долины сужаются и углубляются.

Разрушение водоразделов может протекать различными путями. Первый способ –в результате пенепленизации. Механизм разрушения водоразделов путем пенепленизации разработан В. Девисом (1922). Развитие горных сооружений носит цикличный характер. Этот процесс выражается в направленом изменении внешнего облика рельефа. В. Девис назвал его эрозионный цикл. В эрозионном цикле он выделял пять стадий: детство, юность, зрелость, старость и дряхлость. Стадия детства – начало расчленения рельефа. Речные долины закладываются по тектоническим впадинам. Водоразделы остаются нерасчлененными. Стадия юности знаменуется быстрым развитием эрозии и сильным расчленением рельефа. В стадию зрелости начинаеется снижение водоразделов, склоны выполаживаются, а речные долины расширяются. На стадии старости проосходит расчленение горных хребтов, превращение их в холмы. Реки активно меандрируют и формируют широкие долины. В стадию дряхлости рельеф полностью выполаживается. ( Рис. )

Рис.

Процесс денудации и снижения рельефа сверху В. Девис назвал пенепленизацией. Пенеплен – это предельная денудационная равнина, выработанная на складчато основании. Встречаются циклы незавершенные и вышеназванная последовательность может нарушаться. Процесс выравнивания может быть прерван на любой стадии в результате теектонических движений и испытать омоложение. В геологическом отношении пенеплены – это поверхности раздела, соответствующие переходу от мобильного к более стабильному платформенному режиму. Примерами пенепленов можут служить предкембрийский пенеплен на Русской платформе, постгерцинский пенеплен Урала и тянь-Шаня, мел-палеогеновый пенеплен для северо-восточной Азии.

Формирование поверхностей выравнивания протекае либо в условиях с малыми скоростями поднятия структурных форм, либо при тектоническом покое. В обстановке малых скоростей восходящего развития структурных форм денудация полностью срезает структурные формы, в результате чего формируются динамические денудационные поверхности выравнивания. При погружении структурных форм возникают динамические аккумулятивные поверхности выравнивания. В условиях тектонического покоя происходит выравнивание неразвивающихся структурных форм и и формируются статические поверхности выравнивания.

Второй способ процесса снижения рельефа областей горообразования протекает в результате педипленизации – сбоку в процессе денудации склонов и их последовательного параллельного отступания. Механизм разрушения рельефа водоразделов путем отступания их склонов обосновал В. Пенк ( ).Этот процесс идет синхронно с развитием поднятий (См рис. ). Неравномерность воздымания в сочетании с педипленизацией обусловливают ступенчатость склонов. При педипленизации происходит выравнивание «сбоку» в результате параллельного отступания склонов и расширения основания . При этом в основании гор формируются педименты – предгорные скалистые равнины, иногда несущие маломощные покровы флювиальных отложений или рыхлый материал различного происхождения. Такие равнины имеют ступенчатые склоны и поверхность, осложненную останцами более древних равнин. Размеры педиментов достигают нескольких десятков квадратных километров. Пдименты образуются в различных климатических условиях за счет склоновой денудации и дальнейшего удаления материала гравитационными процессами плоскостного и ручейкового смыва (Рис.)

Рис.

Прерывистость тектонических движений может способствовать возникновению нескольких уровней педиментов. Часто они обрамляют горы, плато и плоскогорья. Каждый педимент объединяется отступающим склоном с вышерасположенным педиментом. Регрессивно смещаясь, склон съедает вышерасположенный педимент, что ведет к расширению нижнего педимента. В условиях нисходящего развития региона этот процесс может привести к общему выравниванию – педипленизации и формированию педиплена. Педиплен – это обширная слабонаклоненная равнина (Рис. ) Она образуется в течение длительного отступания склонов, расширения и слияния педиментов. Выравнивание осуществляется за счет склоновой денудации. Для формирования педипленов необходимы определенные условия: сухой и умеренно гумидный климат или холодный и резко континентальный климат, длительное отсутствие тектонических движений и постоянное положение базиса денудации.

Таким образом выделяются следующие основные генетические типы поверхностей выравнивания – пенеплены, педименты и динамические поверхности выравнивания Пенеплены представляют собой региональные поверхности раздела, отражающие переход данной территории от мобильного тектонического режима территори к относительно стабильному платформенному режиму. Они формируются в условиях длительного тектонического покоя. При этом происходит полное выравнивание и разрушение пород фундамента , формирование кор выветривания. Педименты являются региональными поверхностями статического выравнивания. Они формируются в обстановке относительного тектонического покоя и полного уничтожения неровностей, обусловленных мертвыми структурными формами и другими факторами. Динамические поверхности выравнивания – это локальные выравненные поверхности, образующиеся при восходящем развитии рельефа в условиях малых скоростей. Они развиты в районах роста структурных форм, полностью уничтоженных экзогенными процессами.

ЛЕКЦИЯ 9. СКЛОНЫ

По геологическому строению склоны подразделяются на эдогенные, экзогенные и полигенные. Эндогенные склоны образуются в результате формирования структурных форм. Основные параметры эндогенных склонов – крутизна, высота, простирание определяются типом деформаций и характером неотектонического развития. В условиях складчатых структурных форм склонам отвечают крылья складки. При глыбовых деформациях склоны соответствуют поверхностям разрывов. В областях с моноклинальным падением горных пород склоны ограничивают поверхности гряд и куэст, сложенных устойчивыми породами(Рис. ).

Рис.

Экзогенные слоны – это наклонные поверхности, которые образуются в результате прямого воздействия экзогенных процесов (эрозии, абразии и др.).Они не соответствуют тектоническим деформациям.Полигенные склоны определяются разнообразным сочетанием эндогенных и экзогенных поверхностей.

Морфологические особенности склонов. По крутизне склоны делятся на крутые (более 35^о), средней крутизны (35 – 15^о), отлогие (15 – 5^о) и очень отлогие (2 – 5^о). По протяженности склоны бывают длинными (более 500м), средними (500 – 50 м) и короткими (менее 50м). По форме выделяются прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые, ступенчатые склоны.

Разные генетические типы склонов имеют различный масштаб. Наибольшей протяженностью и высотой характеризуются эндогенные склоны континентов. Они объединяют поверхность шельфовой равнины с дном океана В областях гор высота эндогенных склонов может достигать первых километров, а протяженность – первых сотен километров.Многие склоны имеют ступенчатость Она может быть региональной и локальной.

Региональная ступенчатостьпрослеживается в пределах крупныхобластей. Ступени на склонах отражают направленный неравномерный и импульсивнный характер роста поднятий и впадин в рельефе. Ступени создаются различными экзогенными процессами – абразией, склоновой денудацией, эрозией. Наиболее чутко реагируют на неравномерность тектонических поднятий реки. Каждому импульсу соответствует на склонах формирование цикловых ступеней и долин. Высота и ширина теерас отражают новейшее развитие региона. По длительности периодов ускорения и замедления тектонических движений на склонах выделяются мегецикловые и цикловые ступени.

Мегацикловые ступени развиваются длительно в вределах обширных регионов. Они отражают неравномерность воздымания горного сооружения, нагорья и высоких платформенных равнин. В горных сооружениях выделяется плейстоценовый мегацикловый врез и соответствующая ему мегацикловая ступень на склоне. Цикловые ступени отражают неравномерность воздымания за меньшие отрезки времени – циклы. Они сохранились на склонах четвертичного мегациклового вреза и образовались в четвертичный период.

Локальная ступенчатость может быть обусловлена местными причинами: литологическим фактором ( препарированием в рельефе склонов выходов устойчивых пород), развивающимися разломами, складками, оползнями, подрезанием конуса выноса притока и др.

Геоморфологические типы склонов. По происхождению, морфологии и внутреннему строению склоны подразделяются на обвально-осыпные, солифлюкционные, делювиальные, оползневые и полигенные (Шанцер, 1966). Расположение, морфология склонов различны для областей горообразования и платформенных равнин.

Склоны областей горообразования. В горах морфология склонов зависит от геоморфологической позиции склонов в горном сооружении и местных климатических условий. Эти факторы влияют на образование обломочного материала. Геоморфологическая позиция склонов определяется характером горного сооружения. Выделяются горные страны с одно и двухъярусным рельефом. Одноярусные горные сооружения – это узкие линейно вытянутые горы с глубоко расчлененным рельефом. В их пределах наблюдается сокращение высоты склонов от центра в направлении предгорий. Примером таких горных сооружений сужит Большой Кавказ. Горы с выраженной двухярусностью рельефа имеют более глубоко расчлененный рельеф в нижнем ярусе и средне- и слаборасчлененный рельеф в пределах верхнего яруса. Такой рельеф характерен для Памира, Тянь-Шаня, Восточных Саян, Восточно-Сиибирского, Бразильского и других высоких плоскогорий. Ярусы расположены концентрически по отношению к центру поднятия. В верхнем ярусе преобладают более пологие склоны, опирающиеся на широкие днища долин. Консервации рельефа способствовало горное оледенение. В направлении к периферии поднятия долины приобретают ущелистый характер. В предгорьях склоны вновь выполаживаются, адолины расширяются.

Местные климатические условия сильно различаются в горах. В высоких горных сооружениях четко выражена вертикальная зональность. Она проявляется в смене зкстрагляциальной зоны в нижней части гор– перигляциальной и гляциальной зонами в верхней части. В результате перемены климата при подъеме вверх изменяются экзогенные процессы на склонах. Значительную роль на характер склоновых процессов оказывает также экспозиция склонов. Н а одной и той же высоте проявляются различные процессы на слонах южной и северной экспозиций.

Группа обвально-осыпных склонов включает обвальный, осыпной и полигенный типы. Такие склоны наиболее характерны для ущелистых долин сильно раслененного горного рельефа. Развитию обвально-осыпных склонов способствует физическое морозное выветривание. Щебень и глыбы , накапливающиеся высоко в горах в ледниковых цирках и карах, трансформируются на крутых склонах в потоки осыпей. У подножий гор они скапливаются и образуют обширные конусы и шлейфы осыпного материала. Накопление осыпей часто сочетается с обвалами. Причиной обвалов служат насыщение склона водой после дождей, снеготаяния, нарушение целостности склона выветриванием, ростом тектонических трещин, возрастанием веса выветрившихся пород. Часто обвалы стимулируются землетрясениями. Крупные обвалы приводят к возникновению обвальных природных плотин и подпрудных озер.Последствием обвалов являются сели – грязевые и грязекаменные потоки, формирующиеся с катастрофической быстротой в ре<