Федеральное агентство пообразованию
ТОМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙУНИВЕРСИТЕТ (ТГУ)
Геолого-географическийфакультет
Кафедра географии
КУРСОВАЯ РАБОТА
«Геоморфологические процессына равнинах и в горах»
Томск 2007
Содержание
Введение
1. Особенности рельефа Земли
2. Морфология равнин
2.1 Генетические типы равнин
2.2 Геоморфологические процессы на равнинах
3. Морфология горных стран
3.1 Происхождение горных стран
3.2 Геоморфологические процессы в горах
Заключение
Список использованной литературы
Введение
Рельеф поверхности Земли представляет собойкомплекс форм, которые имеют определенное геологическое строение и подверженыпостоянному воздействию атмосферы, гидросферы и внутренних сил Земли. Поэтомуизучение рельефа невозможно без знания процессов, воздействующих на рельеф иимеющих своей причиной подвижность и непостоянство физических состояний земнойкоры, газообразной и водной оболочек Земли. Сам рельеф Земли, представляющийсовокупность поверхностей то почти горизонтальных, то имеющих значительныеуклоны, влияет на ход геоморфологических процессов. Так, в горах и на низменныхравнинах эти процессы протекают по-разному.
Целью курсовой работы является рассмотрениегеоморфологических процессов в равнинных и горных странах.
Задачами является описание:
особенностей рельефа Земли;
морфологии равнин;
морфологии горных стран.
Курсовая работа состоит из 3 частей. В первойчасти дается определение рельефа, приводится его классификации. Вторая частьпосвящена характеристике генетических типов равнин и геоморфологическихпроцессов, происходящих на них. В третьей части внимание уделенорельефообразующим процессам в горных странах.
Текст курсовой работы сопровождается таблицами ииллюстрациями.
1. Особенности рельефаЗемли
Рельеф (от лат. ravelо — поднимаю, что означаетчто-либо выпуклое, неровность) — совокупность неровностей земной поверхности.Физически это поверхность литосферы, обладающая определённой геометрией — угламинаклона, высотой и др [6].
Рельеф Земли подразделяют по размерам напланетарные формы рельефа, мегаформы, макроформы, мезоформы и микроформы[8].
Планетарные формы рельефа занимают площади сотнитысяч и миллионы квадратных километров. Поскольку вся площадь земного шарасоставляет примерно 510 млн. км2, то очевидно, что количество планетарных формне так велико. К таким формам рельефа относятся[7]:
Материки – крупнейшие положительные формы рельефаЗемли. Большая их часть представляет собой сушу, хотя некоторая часть участвуетв строении дна Мирового океана. Материки сложены корой материкового типа, и этоявляется их важнейшей особенностью.
Геосинклинальные пояса – расположены на границемежду материками и океанами, хотя не везде. Так на большей части окраинАтлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов материкинепосредственно контактируют с ложем океана.
Ложе Мирового океана – основная часть днаМирового океана, лежащая на глубинах более 3 км и характеризующаясяраспространением коры океанического типа.
Срединно-океанические хребты – крупнейшая горнаясистема, которая проходит через все океаны и существенно отличается строениемслагающих их отложений (рисунок 1).
Мегаформы занимают площади порядка 100 или 10тыс. км2. К ним относятся горные пояса, равнинные страны в пределах материков,крупные впадины и поднятия в пределах ложа океана, разломы планетарногомасштаба. Примерами таких форм являются впадины Мексиканского залива иКарибского моря, горные сооружения Кавказа и Альп, Западно-Сибирская равнина иСредне-Сибирское плоскогорье.
Макроформы – составные части мегаформ. Площади,которые они занимают – сотни и тысячи и, гораздо реже, десятки тысяч км2. Кмакроформам относятся отдельные хребты или отдельные межгорные впадины в пределахкакой-либо горной страны (Чуйская, Катуйская впадины в Алтае).
Мезоформы – самые распространенные формы рельефа.Они измеряются квадратными километрами или десятками квадратных километров.Примерами могут служить овраги, балки, долины ручьев, барханные гряды, моренныегряды.
/>
Рисунок 1 – Планетарные формы рельефа [5]:
1 – материковые платформы, 2 – ложе океана, 3–геосинклинальные пояса, 4 – срединно-океанические хребты, 5 – зоныраспространения рифтогенеза на материковых платформах.
Микроформы – мелкие формы рельефа с колебаниямивысот в несколько метров и меньше (степные блюдца, карстовые воронки, бугрыпучения и т.п.).
Ведущая роль формирования мега-, макро- ипланетарных форм рельефа относится к эндогенным факторам. Мезо- и микроформы формируютсяпод действием экзогенных процессов.
Планетарные, мега- и макроформы рельефаразличаются не только размером площадей, которые они занимают, но игипсометрией, или батиметрией.
Наиболее общую характеристику распределения высоти глубин земной поверхности дает гипсографическая кривая (рис. 2).
На графике видно, что значительные высоты суши ибольшие глубины океана занимают небольшие площади поверхности. Высотныйинтервал от 1 до -0,2 км, соответствующий суше и отчасти затопленной окраинематериков (шельфу), занимает около 30% площади земной поверхности, ложе океана(интервал глубин 3-6 км) – около 50%. Остальные 20% приходятся на долюотдельных гор и глубоководных желобов[5].
Классификация рельефа по размерам не имеет точныхкритериев и основана на сравнении [8]. Существует и другая – генетическая –классификация, в которой формы рельефа выделяются по преобладающим процессамрельефообразования, т.е. по происхождению. Выделяют внутренние (эндогенные) ивнешние (экзогенные) процессы, в результате которых формируется рельеф.
/>
Рисунок 2 – Гипсографическая кривая поверхностиЗемли [11]
К эндогенным рельефообразующим процессам относятвыделение земной коры из мантии и образование разных ее типов –континентального и океанического. Эндогенные процессы появляются в движенияхлитосферы, образовании складок, возникновении разломов, явлениях землетрясенийи вулканизма.
Экзогенные процессы связаны главным образом споступлением на Землю солнечной энергии, но совершаются они при постоянном иповсеместном воздействии силы тяжести. К экзогенным процессам относятся процессывыветривания, разрушения, переноса и отложения наносов движущейся водой.
В зависимости от происхождения в рельефе выделяютгеотектуры, морфоструктуры и морфоскульптуры [8].
Геотектура создается внутренними, охватывающимивсю планету и пока недостаточно изученными силами общепланетарного (космического)масштаба, взаимодействующими со всеми другими факторами образования рельефа [9].Основными элементами геотектуры являются материки и впадины океанов. Кэлементам геотектуры второго порядка относятся горные сооружения складчатыхпоясов, равнинные области платформ, срединные океанические хребты и т.д.
Морфоструктуру можно рассматривать как выраженнуюв рельефе геологическую структуру. Ее формирование нельзя объяснить тольковнутренними процессами; это результат совместного действия процессов внутреннихи внешних при ведущей роли первых. Элементы морфоструктуры осложняютповерхность геотектуры. К ним относятся такие крупные формы рельефа, как горныехребты, межгорные впадины, а также значительно более мелкие формы, например,отдельные горы, поднятия, понижения, соответствующие изгибам пластов осадочныхпород на платформах.
Морфоскульптура создается экзогенными процессами.Она как бы накладывается на морфоструктуру. Примером могут служить грядыледниковых отложений, барханы, овраги, речные террасы и т.д.
Таким образом, крупные равнины и горы являютсяэлементами геотектуры второго порядка, а более мелкие – элементамиморфоструктуры.
2. Морфология равнин
Рельеф равнин не очень разнообразен. Этообъясняется однородность геологического строения платформенных участковконтинентальной коры и малой их подвижностью. Значительная приподнятостьнекоторых платформенных равнин (например, в Восточной Сибири и СевернойАмерике), обусловливающая большую глубину их эрозионного расчленения, — результат неотектонических движений.
Платформенные равнины занимают больше половинывсей площади суши. Больше 80% всех равнин первично ровные пластовые иаккумулятивные. Аккумулятивные равнины низкие и по общей площади значительноуступают пластовым равнинам [8]. Денудационные – обычно возвышенные, с неровнойповерхностью, в рельефе которой отражается неодинаковая стойкость пород кразрушению.
Поверхность равнин в общем может бытьгоризонтальной, наклонной, выпуклой, вогнутой; общий характер ее рельефаразнообразен: плоский, холмистый, волнистый, ступенчатый и т.д.
2.1 Генетические типы равнин
Равнинами называют пространства, большей частьюзначительные по площади, на которых колебания высот очень малы. В геологическомотношении равнины соответствуют платформам. Равнины, лежащие на небольшойвысоте над уровнем моря (до 200 м абсолютной высоты), принято называтьнизменностями, высоко расположенные – плоскими возвышенностями или плато.Примерами плато могут служить Устюрт, плато Колорадо в Северной Америке и др.
Равнины – это понятие чисто морфографическое, и сгенетической точки зрения они могут быть очень разнообразными. Итак, выделяютследующие генетические типы равнин [12]:
Первичные равнины, или равнины морскойаккумуляции — наиболее обширные по площади, формируются в результате морскойаккумуляции при временном затоплении платформенных областей трансгрессияминеглубоких эпиконтинентальных морей с последующим превращением их в сушу приколебательном движении положительного знака. Они представляют обнажившеесяиз-под воды морское дно, покрытое осадочными морскими отложениями, обычно ужеодевшееся плащом элювия или каких-либо других континентальных образований —ледниковых, флювиальных, эоловых, нередко определяющих собой вторичный микро- имезорельеф этих равнин. Примерами равнин морской аккумуляции могут служитьравнины европейской части бывшего СССР, Западно-Сибирская равнина,Прикаспийская низменность.
Аллювиальные равнины образуются в результатеаккумулятивной деятельности рек и сложены с поверхности слоистыми речныминаносами. Толща последних в одних случаях может достигать весьма значительноймощности – в несколько десятков и даже сотен метров (низовья р. Ганга, долинар. По, Венгерская низменность), в других — образует лишь тонкую настилку поверхразмытых коренных пород. Первое имеет место в дельтах рек и в областяхтектонического опускания, захватывающего части речных бассейнов, второе — внормальных поймах зрелых речных долин. К аллювиальным равнинам относятсяКуро-Араксинская, Верхне-Рейнская и др. равнины.
Флювиогляциальные равнины. Перенос, сортировку ипереотложение твердого обломочного материала на значительные пространства могутпроизводить также талые воды ледников, вытекающие из-под их концов или краев.Эти воды обычно не имеют вблизи их выхода характера регулярных постоянныхводотоков, изменяя часто место выхода из-подо льда свою водоносность инаправление течения. Они бывают перегружены перемытым обломочным материаломморен, производят его сортировку по величине, перенос и отложжение, широкораспределяя его при своем блуждании перед фронтом ледника. В качестве примеровможно привести Мюнхенскую и другие равнины у северной подошвы Альп, Прикубанскуя,Кабардинскуя, Чеченскуя равнины у северной подошвы Большого Кавказа.
Озерные равнины представляют плоские днища бывшихозер, осушившихся или вследствие спуска вытекающими из них реками, иливследствие исчезновения плотины, или благодаря заполнению их ванн наносами. Посвоим окраинам такие озерные равнины часто оконтурены древними береговымилиниями, выраженными в виде невысоких абразионных уступов, береговых валов,береговых дюнных гряд или озерных террас, свидетельствующих о стояниях бывшегоуровня озера. В большинстве случаев равнины озерного происхождения бываютнезначительной величины и сильно уступают по размерам первым трем типам.Примером одной из наиболее обширных озерных равнин может служить равниначетвертичного приледникового озера Агассиза в Северной Америке. Также к озернымотносятся равнины Турайгыр-кобо, Джаланаш и Кеген в Казахстане.
Остаточные или предельные равнины. Под этиминазваниями подразумеваются пространства, имевшие первоначально большуюабсолютную высоту и резко выраженный рельеф, представлявшие, возможно, некогдадаже горную страну, которые приобрели равнинный характер лишь в результатедлительного воздействия экзогенных факторов деструкции и сноса. Эти равнинынаходятся, следовательно, в заключительной стадии нисходящего развития горнойстраны, при допущении продолжительного состояния относительного тектоническогопокоя, что осуществляется, по-видимому, редко. В качестве примера предельнойравнины, уже несколько измененной последующими процессами, можно привестипротягивающуюся вдоль восточной подошвы Аппалачских гор Северной Америкинаклонную равнину, полого опускающуюся к востоку.
Вулканические нагорные плато. Возникают в техслучаях, когда по трещинам земной коры изливаются на поверхность огромные массыпреимущественно основной лавы. Растекаясь благодаря своей большой подвижностина обширные пространства, лава заполняет и погребает под собой все неровностипервичного рельефа и образует огромные по площади лавовые плато. Примерамимогут служить Колумбийское базальтовое плато Северной Америки, трапповое платосеверо-западного Декана, некоторые части Закавказского нагорья.
2.2 Геоморфологические процессы на равнинах
Геоморфологические (рельефообразующие) процессы –это процессы, под воздействием которых формируется или развивается рельефземной поверхности.
К основным геоморфологическим процессам наравнинах относятся флювиальные, гляциальные, эоловые процессы.
Поверхностные текучие воды – один из важнейшихфакторов преобразования рельефа Земли. Совокупность геоморфологическихпроцессов, осуществляемых текучими водами, получила наименование флювиальных [7].Водотоки производят разрушительную работу – эрозию, перенос материала и егоаккумуляцию и создают выработанные (эрозионные) и аккумулятивные формы рельефа.Те и другие тесным образом связаны друг с другом, так как то, что было унесеноводой в одном месте, откладывается где-либо в другом. Эрозионная работа — сложныйпроцесс и слагается он из ряда частных процессов [11]:
из уноса водой обломочного материала горныхпород, поступающего в русло с выветривающихся крутых склонов долины;
из шлифовки или выскабливания (корразии) днарусла влекомым по нему твердым материалом (песок, галька, валуны);
из растворения водой некоторых горных пород(известняки, доломиты, гипс), обнажающихся в русле.
Общей особенностью эрозионной работы водотоковявляется ее избирательный, селективный характер. Вода при выработке русла какбы выявляет наиболее податливые для врезания участки, приспосабливаясь квыходам более легко размываемых пород. Там, где кинетическая энергия («живаясила») текучей воды резко падает благодаря уменьшению уклона или расхода воды, избытокпереносимого твердого материала откладывается в русле водотока или на ровнойгоризонтальной поверхности, на которую река выходит из гор: происходитотложение наносов, или аккумуляция. Помимо речных долин под действием эрозииформируются овраги и балки (эрозионные формы, созданные непостояннымиводотоками и образующие часто сложно-разветвленные системы).
В качестве примеров равнин, на которых одними изглавных геоморфологических процессов являются флювиальные, можно привести такие,как Русская равнина, равнина Ориноко, Миссисипская низменность [1].
Гляциальные рельефообразующие процессыобусловлены деятельностью льда. Обязательным условием для развития такихпроцессов является оледенение, т.е. длительное существование масс льда впределах данного участка земной поверхности. В течение геологической историиЗемли не раз возникали условия, при которых формировались крупнейшие покровыматериковых льдов, распространявшиеся на многие миллионы квадратных километров.
Ледник производит денудационную, транспортирующуюи аккумулятивную работы. Разрушение горных пород называют экзарацией. Наравнинах преобладает ледниковая аккумуляция. Несомый ледником материалаккумулируется там, где преобладает абляция (расход льда через таяние ииспарение). Этот материал накапливается у края ледника в виде гряды,повторяющей в плане очертания края. Гряда обычно изогнута в виде подковы иназывается конечной мореной. При интенсивном таянии и отступании ледникаобразуется несколько конечных морен. В результате таяния ледника из-подо льдаобнажается донная морена, сформировавшаяся на контакте ледника и коренноголожа, на нее проектируются боковая (обломки на боковых краях ледника) исрединная морены. Возникает мощный покров обломочных отложений, получившийназвание основной морены.
Ледниковый рельеф характерен дляСеверо-Германской и Польской равнин, Лаврентийского плоскогорья в СевернойАмерике, Русской равнины.
Эоловые процессы связаны с воздействием ветра нарельеф. Ветер захватывает, отрывает от поверхности и переносит несвязанные частицыпочвогрунта. Этот процесс называется дефляцией (развевание, выдувание).Несколько меньшую денудационную роль играет выбивание слабо скрепленных частици разрушение горных пород за счет динамических ударов воздушного потока вместес движущимися в этом потоке твердыми частицами – эоловая корразия.
Ветер приводит частицы в движение, котороепроисходит путем перекатывания, скачками (сальтационно) и во взвешенномсостоянии. Деструктивная работа ветра весьма значительна. Под воздействиемэоловых процессов происходит [6]:
практически полный эоловый снос пыли с каменистыхплакорных участков;
шлифование ветропесчаным потоком скал, щебня игальки;
выработка многообразных форм эолового рельефа –каменные соты, впадины, останцы, гряды выдувания.
При ослаблении скорости ветровых струй упрепятствий происходит эоловая аккумуляция. Эоловые осадки делят на пыль ипесок. Выделяют крупный обломочный материал, обработанный ветром, но неподвергшийся транспортировке – коррадированные и отшлифованные ветром глыбы,щебень, галька.
В результате оседания эоловой пыли на земнойповерхности постепенно образуется слой пылеватых отложений значительноймощности. Основная масса пыли отлагается во время пыльных бурь (таблица 1).
Рельефообразующая роль аккумуляции эоловой пылипроявляется в основном в сглаживании (засыпании) первичных неровностей.
Таблица 1 – Количество пыли, осевшей во времяразличных пылевых бурь [6]Область Год Количество выпавшей пыли, т
Швеция
Северная Африка
Англия
Висконсин, США
Новая Зеландия
Канзас, США
Северо-Западная Африка
Арктика
1892
1901
1903
1918
1928
1933
1974
1976
500000
150000000
10000000
1000000
100000
131000
400000
500000
Эоловые пески формируются, как правило, за счетперевевания отложений аллювиального, дельтового, пролювиального, морского, озерного,флювиогляциального генезиса [6]. Формы песчаного рельефа весьма разнообразны.Их можно объединить в 4 основных класса:
Барханы, барханные цепи, дюны – это седловидные(полумесяцеобразные) формы, они асимметричны, имеют пологие наветренные и крутыеподветренные склоны, ориентированные поперек к господствующему направлениюактивных ветров (рисунок 3).
Линейные гряды с двумя симметричными склонамиосыпания, гряды протяженные, часто ветвящиеся и извилистые. Эти формыориентированны продольно к господствующему направлению активных ветров.
Пирамидальные (звездообразные) и куполовидные(сводовые) дюны. Эти формы радиально симметричные без ясно выраженной связи снаправлением господствующих ветров.
Сложные группы форм с образованиями разнойсимметрии и ориентированности по отношению к господствующим ветрам.
Эоловые формы рельефа встречаются на песчаныхравнинах Средней Азии. На Русской равнине есть только одна крупная песчанаяпустыня с эоловыми формами. Это Рын-Пески в Прикаспии между Волгой и Уралом [2].
/>
Рисунок 3 – Образование бархана [8]
Кроме вышеперечисленных процессов встречаются итакие, как карстовые и суффозионные процессы.
Карстовый процесс – это своеобразнаяразновидность денудации, которая характеризуется выносом вещества в видераствора. Карстовый процесс включает в себя взаимодействие воды с горнойпородой, миграцию и аккумуляцию растворенных веществ. Наиболее важнымиусловиями карстообразования являются: наличие горных пород и минералов,поддающихся растворению и выщелачиванию (известняк, доломит, мел, мергель идр.), наличие проточных вод, существование зон дренажа, в т.ч. и трещин,обусловливающих горизонтальную и вертикальную циркуляцию вод.
Карст развит на Приволжской возвышенности [2], вКрыму, на полуострове Флорида [6].
Суффозия – процесс выноса грунтовыми водамимельчайших частиц породы и растворенных веществ. Следствием ее являютсявторичные изменения и перераспределения гранулометрического состава пород,образование «промытых» путей движения вод. Суффозия в природе развивается:
в лессовых породах, занимающих обширныепространства лесной, лесостепной, степной зон;
в тонко-мелкозернистых песках – Поволжье,Западная Сибирь;
в глинистых нарушенных отложениях – северные берегаАральского моря.
Суффозия в карбонатных или засоленных глинах исуглинках ведет к образованию просадочных впадин – так называемых блюдец. Всильно карбонатных суглинках и глинах при условии хорошо развитойтрещиноватости образуются глубокие подземные ходы и провалы, очень напоминающиенастоящий карст.
3. Морфология горныхстран
Самые высокие горы на Земле – это горы складчатыеили возрожденные. Многие горы образовались как средневысотные или даже низкие.Высота поднимающихся гор зависит от интенсивности процессов горообразования.Постепенно разрушаясь под действием экзогенных процессов, горы понижаются,причем, чем выше они, тем интенсивнее разрушение. Если не происходит новыхподнятий, высокие горы превращаются в средневысотные, а средневысотные – внизкие, а затем на месте гор возникает денудационная равнина.
3.1 Происхождение горных стран
Под горными странами подразумеваются более илименее обширные зоны земной поверхности со складчатой структурой земной коры,высоко поднятые над уровнем океана и над прилегающими равнинными пространствамии отличающиеся значительными и резкими колебаниями высот [12]. Они могутпротягиваться на многие сотни и тысячи километров, почти прямолинейно или ввиде огромных дуг, достигая в высоту нескольких километров. Горы состоят измножества положительных и отрицательных форм рельефа, имеющих единое основание(цоколь гор), возвышающееся над прилегающими равнинами.
Горы зарождаются в орогенно-геосинклинальных высокоподвижныхзонах земной коры, иначе в геосинклинальных (складчатых) поясах (геосинклинали– подвижные зоны литосферы, которым свойственны вертикальные колебательныедвижения большой амплитуды и скорости), которые протягиваются внутриконтинентов и по их окраинам. В первом случае они располагаются между древнимиконтинентальными платформами, во втором – между платформами и ложем океана. Наранних этапах развития этих зон (геосинклинальная стадия) происходят прогибаниеи накопление мощных толщ осадочных, осадочно-вулканогенных и магматическихгорных пород. Развиваются и складчатые деформации. Далее наступает перелом вразвитии геосинклинали, выражающийся в переходе к общему воздыманию зоны,которая вступает в орогенный этап, т.е. этап горообразования. С этим этапом совпадаютнаиболее интенсивные процессы складкообразования и формирования надвигов,метаморфизация горных пород, рудообразование. Геосинклинальные прогибыпревращаются в складчатые (складчато-блоковые, складчато-покровные) горныесооружения. Образуются межгорные прогибы, а на границе с платформой – краевыепрогибы. Прогибы заполняются продуктами разрушения растущих гор.
Процесс образования гор в результате развитиягеосинклиналей и формирования складчатых структур происходил в разныегеологические периоды. Наиболее древние орогенические процессы происходили ещев архейское время, охватив огромные пространства современных материков. Наматерике Евразии области архейской складчатости занимают пространства междуЕнисеем и Леной и большую северную часть Европы. Но к нынешним горам,сформировавшимся по той схеме, которая приведена, относятся лишь сравнительномолодые, кайнозойские, горные поднятия [3]. Более древние были давноснивелированы денудационными процессами и затем снова приподняты в виде сводови блоков новейшими тектоническими движениями. Сводовые и блоковые, а чаще всегосводово-блоковые поднятия привели к образованию возрожденных гор. Они так жешироко распространены, как и горы, образованные молодой, кайнозойской,складчатостью.
Рельеф всех гор Земли – результат новейшихтектонических поднятий – неотектоники. Происхождение тектонических структур ирельефа гор объясняется теорией глобальной тектоники плит или концепциейглобальных литосферных плит. Суть этой концепции заключается в представлении огоризонтальном передвижении гигантских плит толщиной 10-80 км под океанами и до200-300 км в области континентов со скоростью нескольких сантиметров в год.Плиты перемещаются относительно друг друга под действием конвективных течений внижележащей земной оболочке – мантии. По линиям раздвижения плит на дне океановвозникают разломы – рифты. В них происходят вулканические излияния, которыенаращивают новую океаническую литосферу, образуя срединно-океанические хребты.При движении океанической плиты к континентальной, приводящем к образованиюглубоководных желобов, первая плита пододвигается под вторую и опускается наглубину до 700 км (явление так называемой субдукции), преобразуясь в глубинноевещество мантии. Пододвигание одной плиты под другую вызывает землетрясения ихарактерный для окраин континентов и островных дуг андезитовый вулканизм.Столкновение континентальных плит приводит к закрытию геосинклиналей и поднятиюгигантских горных систем.
Для большинства горных систем характерныприподнятые на определенную высоту древние поверхности выравнивания, в разнойстепени наклоненные и расчлененные. Они служат важными признаками длярасшифровки истории формирования рельефа горных стран. Образование поверхностейвыравнивания – следствие неравномерности неотектонического поднятия. Каждаяповерхность связана с остановкой в поднятии или его относительным замедлением,когда денудация берет верх над поднятием и успевают выработаться зрелые формырельефа (широкие днища долин и т.п.) или полностью снивелироваться отдельные частигорной системы. Число поверхностей выравнивания и их сохранность зависят отинтенсивности горообразовательных движений.
3.2 Геоморфологическиепроцессы в горах
Горные ландшафты отличаются от равнинных, какправило, большей динамичностью. Характерная для них интенсивность русловых,склоновых эрозионно-денудационных и гравитационных процессов в основномобусловлена двумя причинами [3]. Первая причина заключается в том, что в горахв процессе тектонических поднятий (иногда — вулканических извержений) накопленыогромные запасы потенциальной энергии тяготения, которые расходуются приденудации и развитии горных ландшафтов. Этот эндогенный элемент в экзогенныхпроцессах служит источником энергии всех гравитационных движений (осыпи,обвалы, оползни). Действие силы тяжести проявляется также совместно странспортировкой обломков горных пород текущей водой: они перемещаются покрутому уклону ложа в горном потоке как под давлением водяной струи, так и поддействием собственного веса, что наблюдается также и при прохождении селей.Потенциальная энергия тяготения эндогенного происхождения — важнейшийэнергетический источник развития горных ландшафтов.
Вторая причина интенсивности изменений ландшафтовв горах — незавершенность круговорота воды в атмосфере, не достигающегоначального высотного уровня. Испаряясь, вода поднимается от океанов, морей инизменностей и выпадает в виде жидких и твердых осадков. При этом в горах водасоприкасается с земной поверхностью на больших абсолютных высотах, недоизрасходовавзначительную часть потенциальной энергии тяготения, накопленной в процессеподнятия за счет лучистой энергии Солнца (т.е. в этом случае за счет экзогенногоэнергетического источника). Часть этой энергии на какой-то срок консервируетсяв вечных снегах, фирновых полях и ледниках высокогорий, другая же часть сразупосле дождей расходуется при эрозионных, селевых и других процессах.
Процессы выветривания (выветривание –совокупность процессов разрушения и химического изменения горных пород в условияхземной поверхности или вблизи ее под воздействием климатических условий,воздуха воды, организмов [4]) развиваются по-разному в зависимости отрасположения гор в разных широтных географических поясах и долготных секторах идифференцированно по высотным зонам. Горы получают больше лучистой энергии отСолнца по сравнению с низменными равнинами тех же широт, что ведет к сильномунагреву земной поверхности, которая большей частью скалиста. Наряду с этимверхние части гор быстрее теряют тепло путем ночного излучения в атмосферу.Суточные колебания температуры приводят к интенсивному физическому(инсоляционному) выветриванию, особенно в условиях континентального климата. Ввысокогорье к нему присоединяется морозное выветривание вследствие замерзанияводы атмосферных осадков, тающих снегов и ледников. Тонкие частицы продуктоввыветривания смываются со склонов дождевыми и талыми снеговыми водами. Поэтомув коре выветривания склонов, там, где склоны ею покрыты, преобладает грубыйобломочный материал — щебень, глыбы породы. В лесной зоне гор умеренного поясаинтенсивнее процессы химического выветривания, которые становятсяглавенствующими в горных лесах влажных субтропиков и особенно тропиков. Ониприводят к формированию глинистой коры выветривания.
Скорость выветривания зависит не только от горныхпород, но и от климата. В тропическом гумидном климате скорость, как правило,более высокая [6]. В условиях полярного климата выветривание происходитзначительно медленнее. В таблице 2 представлена попытка выявления такого родазависимости для отдельных горных регионов.
Таблица 2 – Скорость выветривания магматических иметаморфических пород в различных условиях [6]Порода и область
Время (тыс. лет), необходимое для преобразования
пород в: каолинит гиббсит
Гранит, Норвегия
Гранит, Франция
Амфиболит, Франция
Базальт, о-в Мадагаскар
85
41
68
40
225
100
110
60
Грунты северных гор, высокоширотных гор южного полушария,а также пригребневых частей многих гор умеренного, субтропического и даже тропическогопоясов (Тянь-Шань, Памир, Алтай, Саяны, Кавказ, Альпы, Тибет и другие горыЦентральной Азии, Скалистые горы Северной Америки, Анды Южной Америки и т. д.)скованы вечной мерзлотой, слой которой оттаивает сверху летом. Вечная мерзлота возникает,когда глубина осенне-зимнего промерзания грунта превосходит толщину слоявесенне-летнего оттаивания. В условиях вечной мерзлоты в горах особенно широкораспространены криогенные рельефообразующие процессы и формы рельефа —солифлюкционные формы, каменные глетчеры, сложенные ледово-каменным материалом,термокарстовые просадки, формы морозного пучения, структурные грунты.
Солифлюкция, т. е. вязкопластичное течениепромоченных водой тонкодисперсных: («мелкоземистых») грунтов и почв склонов, необязательно связана с мерзлотой, но в горах северных и средних широт вечнаямерзлота создает особенно благоприятные условия для развития этого процесса. Ввысокогорье талые воды снежников пропитывают рыхлые продукты выветривания испособствуют развитию солифлюкционных процессов. Эти процессы широко развиты всеверных горах, в том числе в нижнем ярусе арктических гор (Земля Франца-Иосифаи др.), где под их действием формируется рельеф приледниковой зоны. В горахСевера, как и в высокогорье, интенсивно идет морозное выветривание.
Во всех горах очень широко распространеныгравитационные процессы – осыпи (рисунок 4), которые образуют конусы и шлейфы,перекрывающие нижние части склонов, горные обвалы (рисунок 5), иногдакатастрофического характера, оползни, повреждающие и разрушающие строения,дороги и пр.
/>
Рисунок 4 – Схема строения осыпи [6], где: а – вплане, б – в разрезе.
1 – осыпной шлейф; 2 – осыпные лотки; 3 –скальные породы; стрелки – направления осыпания обломков; пунктир – условныегоризонтали
Большие обвалы и оползни часто возникают во времясильных землетрясений. Обвалы преграждают течение рек, образуя подпрудныеводоемы. Прорыв этих естественных запруд вызывает катастрофические наводнения.
При гравитационных процессах, в частности приобразовании обвалов и оползней, независимо от того, явился ли причинойнарушенного равновесия сейсмический толчок или нет, расходуется потенциальнаяэнергия тяготения эндогенного источника.
Если же сползанию подвергается разжиженная массатонкодисперсных или смоченных водой обломочных грунтов, как при солифлюкции и вприводимых ниже случаях, то здесь расходуется энергия тяготения и эндогенного,и экзогенного источников, поскольку вода, промочившая сползающую массу, былаподнята в горы лучистой энергией Солнца.
Под сомкнутой дерниной или лесной подстилкойвозникает более медленное, чем при солифлюкции, пластичное движение вниз посклону увлажненных грунтовых масс, именуемое дефлюкцией. При дефлюкции, так жекак и при солифлюкции, скорость сползания грунта определяется не столькокрутизной склона, сколько влажностью грунта. Близок к процессу дефлюкции так называемыйкрип — медленное сползание вниз по склону рыхлого покрова, при которомсмоченность водой только облегчает движение под действием силы тяжести. Приэтом играют роль чередование увлажнения и пересыхания, замораживания иоттаивания и пр.
/>
Рисунок 5 – Схематический профиль обвальногосклона [6], где:
1 – современный профиль долины; 2 – профильдолины на участке обвала до обвала; 3 – обвальные массы на дне долины; 4 –профиль обвальной ниши
Большую роль в моделировании горного рельефаиграет смыв продуктов выветривания атмосферными осадками [3]. Этотденудационный процесс происходит в виде плоскостного смыва вымываемых из болеегрубого материала тонких частиц, сопровождающегося образованием делювиальногоплаща у подножия склона, в котором присутствуют крупные обломки, скатившиесяпод действием силы тяжести сверху. Быстро стекающая с крутых склонов дождеваявода собирается в мощные струи с большой переносящей и размывающейспособностью. Эпизодическими «дикими ручьями» на горных склонах создаютсяводосборные воронки из сходящихся книзу крутых борозд, каналы стока и конусывыноса в их основании. Огромной транспортирующей способностью и эрозионным воздействиемотличаются постоянные водотоки в горах. Русла горных рек имеют крутые падения ипредставляют собой стремительные бурные потоки. В горных реках со сравнительнонебольшими уклонами развиты аллювиальные гряды. С увеличением уклона иповышением бурности потока гряды исчезают. Относительно равномерное распределениеглубин по длине потока нарушается крупными валунами, глыбами, уступами коренноголожа.
К рельефообразующим процессам могут быть отнесеныселевые потоки и снежные лавины. Те и другие изменяют рельеф, особенно своимиаккумулятивными формами в горных долинах. Значительна выпахивающая деятельностьгорных ледников (экзарация), их транспортирующая и аккумулирующая деятельность.
Заключение
Рельеф земной поверхности формируется поддействием геоморфологических процессов. Они подразделяют на эндогенные иэкзогенные. В горах преобладают процессы внутренние – тектонические движения,вулканическая деятельность, землетрясения, хотя важную роль в формировании горногорельефа играют и экзогенные процессы. На равнинах главными рельефообразующимипроцессами являются внешние или экзогенные процессы. К ним относятсяфлювиальные, гляциальные и эоловые процессы, факторами которых являютсясоответственно текучая вода, движущиеся массы льда и ветер.
Список использованнойлитературы
1. АнаньевГ.С, Леонтьев О.К. Геоморфология материков и океанов. – М.: Изд-во МГУ, 1897. –376 с.
2. ВоскресенскийС.С. Геоморфология СССР. – М: Высшая школа, 1968. – 368 с.
3. ГвоздецкийН.А., Голубчиков Ю.Н. Горы. – М.: Мысль. 1987. – 399 с.
4. Геоморфология/Подред. А.Н. Ласточкина. – М.: Издательский центр «Академия», 2005. – 528 с.
5. ГеренчукК.И., Боков В.А., Черванев И.Г. Общее землеведение. – М.: Высшая школа, 1984. –256 с.
6. ЕвсееваН.С.Экзогенные процессы. – Томск, 2000. – 122 с.
7. ЛеонтьевО.К., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. – М.: Высшая школа, 1979. – 287с.
8. НеклюковаН.П. Общее землеведение. Литосфера. Биосфера. Географическая оболочка. – М.:Просвещение, 1975. – 224 с.
9. РельефЗемли (морфоструктура и морфоскульптура)/Под ред. И.П. Герасимова, Ю.А.Мещерякова. – М.: Наука, 1967. – 332 с.
10. Физическая географияматериков и океанов/Под ред. А.М.Рябчикова. – М.: Высшая школа, 1988. – 592 с.
11. Щукин И.С. Общаягеоморфология. – М.: Изд-во МГУ, 1960. – Т.1. – 616 с.
12. Щукин И.С. Общаягеоморфология. – М.: Изд-во МГУ, 1964. – Т.2. – 564 с.