Морфология горных стран

из уноса водой обломочного  материала горных пород, поступающего в русло с выветривающихся  крутых склонов долины;

из шлифовки или выскабливания (корразии) дна русла влекомым по нему твердым материалом (песок, галька, валуны);

из растворения водой  некоторых горных пород (известняки, доломиты, гипс), обнажающихся в русле.

Общей особенностью эрозионной работы водотоков является ее избирательный, селективный характер. Вода при выработке  русла как бы выявляет наиболее податливые для врезания участки, приспосабливаясь к выходам более легко размываемых  пород. Там, где кинетическая энергия («живая сила») текучей воды резко  падает благодаря уменьшению уклона или расхода воды, избыток переносимого твердого материала откладывается  в русле водотока или на ровной горизонтальной поверхности, на которую  река выходит из гор: происходит отложение  наносов, или аккумуляция. Помимо речных долин под действием эрозии формируются  овраги и балки (эрозионные формы, созданные  непостоянными водотоками и образующие часто сложно-разветвленные системы).

В качестве примеров равнин, на которых одними из главных геоморфологических процессов являются флювиальные, можно  привести такие, как Русская равнина, равнина Ориноко, Миссисипская низменность [1].

Гляциальные рельефообразующие  процессы обусловлены деятельностью  льда. Обязательным условием для развития таких процессов является оледенение, т.е. длительное существование масс льда в пределах данного участка  земной поверхности. В течение геологической  истории Земли не раз возникали  условия, при которых формировались  крупнейшие покровы материковых  льдов, распространявшиеся на многие миллионы квадратных километров.

Ледник производит денудационную, транспортирующую и аккумулятивную работы. Разрушение горных пород называют экзарацией. На равнинах преобладает  ледниковая аккумуляция. Несомый ледником материал аккумулируется там, где преобладает  абляция (расход льда через таяние и  испарение). Этот материал накапливается  у края ледника в виде гряды, повторяющей  в плане очертания края. Гряда  обычно изогнута в виде подковы и  называется конечной мореной. При интенсивном  таянии и отступании ледника образуется несколько конечных морен. В результате таяния ледника из-подо льда обнажается донная морена, сформировавшаяся на контакте ледника и коренного ложа, на нее  проектируются боковая (обломки  на боковых краях ледника) и срединная  морены. Возникает мощный покров обломочных отложений, получивший название основной морены.

Ледниковый рельеф характерен для Северо-Германской и Польской равнин, Лаврентийского плоскогорья  в Северной Америке, Русской равнины.

Эоловые процессы связаны  с воздействием ветра на рельеф. Ветер захватывает, отрывает от поверхности  и переносит несвязанные частицы  почвогрунта. Этот процесс называется дефляцией (развевание, выдувание). Несколько  меньшую денудационную роль играет выбивание слабо скрепленных  частиц и разрушение горных пород  за счет динамических ударов воздушного потока вместе с движущимися в  этом потоке твердыми частицами –  эоловая корразия.

Ветер приводит частицы в  движение, которое происходит путем  перекатывания, скачками (сальтационно) и во взвешенном состоянии. Деструктивная  работа ветра весьма значительна. Под  воздействием эоловых процессов  происходит [6]:

практически полный эоловый  снос пыли с каменистых плакорных  участков;

шлифование ветропесчаным  потоком скал, щебня и гальки;

выработка многообразных  форм эолового рельефа – каменные соты, впадины, останцы, гряды выдувания.

При ослаблении скорости ветровых струй у препятствий происходит эоловая аккумуляция. Эоловые осадки делят на пыль и песок. Выделяют крупный  обломочный материал, обработанный ветром, но не подвергшийся транспортировке  – коррадированные и отшлифованные  ветром глыбы, щебень, галька.

В результате оседания эоловой  пыли на земной поверхности постепенно образуется слой пылеватых отложений  значительной мощности. Основная масса  пыли отлагается во время пыльных  бурь (таблица 1).

Рельефообразующая роль аккумуляции  эоловой пыли проявляется в основном в сглаживании (засыпании) первичных  неровностей.

 

Таблица 1 – Количество пыли, осевшей во время различных 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 счет перевевания  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 крутые подветренные склоны, ориентированные поперек  к господствующему направлению  активных ветров (рисунок 3).

Линейные гряды  с двумя симметричными склонами осыпания, гряды протяженные, часто  ветвящиеся и извилистые. Эти формы  ориентированны продольно к господствующему  направлению активных ветров.

Пирамидальные (звездообразные) и куполовидные (сводовые) дюны. Эти формы радиально симметричные без ясно выраженной связи с направлением господствующих ветров.

Сложные группы форм с образованиями разной симметрии  и ориентированности по отношению  к господствующим ветрам.

Эоловые формы  рельефа встречаются на песчаных равнинах Средней Азии. На Русской  равнине есть только одна крупная  песчаная пустыня с эоловыми формами. Это Рын-Пески в Прикаспии между  Волгой и Уралом [2].

 

Рисунок 3 –  Образование бархана [8]

 

Кроме вышеперечисленных  процессов встречаются и такие, как карстовые и суффозионные процессы.

Карстовый процесс  – это своеобразная разновидность  денудации, которая характеризуется  выносом вещества в виде раствора. Карстовый процесс включает в  себя взаимодействие воды с горной породой, миграцию и аккумуляцию  растворенных веществ. Наиболее важными  условиями карстообразования являются: наличие горных пород и минералов, поддающихся растворению и выщелачиванию (известняк, доломит, мел, мергель и  др.), наличие проточных вод, существование  зон дренажа, в т.ч. и трещин, обусловливающих  горизонтальную и вертикальную циркуляцию вод.

Карст развит на Приволжской возвышенности [2], в  Крыму, на полуострове Флорида [6].

Суффозия –  процесс выноса грунтовыми водами мельчайших частиц породы и растворенных веществ. Следствием ее являются вторичные изменения  и перераспределения гранулометрического  состава пород, образование «промытых» путей движения вод. Суффозия в природе  развивается:

в лессовых породах, занимающих обширные пространства лесной, лесостепной, степной зон;

в тонко-мелкозернистых песках – Поволжье, Западная Сибирь;

в глинистых  нарушенных отложениях – северные берега Аральского моря.

Суффозия в  карбонатных или засоленных глинах и суглинках ведет к образованию  просадочных впадин – так называемых блюдец. В сильно карбонатных суглинках  и глинах при условии хорошо развитой трещиноватости образуются глубокие подземные  ходы и провалы, очень напоминающие настоящий карст.

 

3. Морфология  горных стран

 

Самые высокие  горы на Земле – это горы складчатые или 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 новых  поднятий, высокие горы превращаются в средневысотные, а средневысотные – в низкие, а затем на месте  гор возникает денудационная  равнина. 

 

3.1 Происхождение горных стран

 

Под горными  странами подразумеваются более  или менее обширные зоны земной поверхности  со складчатой структурой земной коры, высоко поднятые над уровнем океана и над прилегающими равнинными пространствами и отличающиеся значительными и  резкими колебаниями высот [12]. Они  могут протягиваться на многие сотни  и тысячи километров, почти прямолинейно или в виде огромных дуг, достигая в высоту нескольких километров. Горы состоят из множества положительных  и отрицательных форм рельефа, имеющих  единое основание (цоколь гор), возвышающееся  над прилегающими равнинами.

Горы зарождаются  в орогенно-геосинклинальных высокоподвижных  зонах земной коры, иначе в геосинклинальных (складчатых) поясах (геосинклинали  – подвижные зоны литосферы, которым  свойственны вертикальные колебательные  движения большой амплитуды и  скорости), которые протягиваются  внутри континентов и по их окраинам. В первом случае они располагаются  между древними континентальными платформами, во втором – между платформами  и ложем океана. На ранних этапах развития этих зон (геосинклинальная стадия) происходят прогибание и накопление мощных толщ осадочных, осадочно-вулканогенных  и магматических горных пород. Развиваются  и складчатые деформации. Далее наступает  перелом в развитии геосинклинали, выражающийся в переходе к общему воздыманию зоны, которая вступает в орогенный этап, т.е. этап горообразования. С этим этапом совпадают наиболее интенсивные процессы складкообразования и формирования надвигов, метаморфизация горных пород, рудообразование. Геосинклинальные прогибы превращаются в складчатые (складчато-блоковые, складчато-покровные) горные сооружения. Образуются межгорные  прогибы, а на границе с платформой – краевые прогибы. Прогибы заполняются  продуктами разрушения растущих гор.

Процесс образования  гор в результате развития геосинклиналей и формирования складчатых структур происходил в разные геологические  периоды. Наиболее древние орогенические  процессы происходили еще в архейское  время, охватив огромные пространства современных материков. На материке Евразии области архейской складчатости занимают пространства между Енисеем  и Леной и большую северную часть Европы. Но к нынешним горам, сформировавшимся по той схеме, которая  приведена, относятся лишь сравнительно молодые, кайнозойские, горные поднятия [3]. Более древние были давно снивелированы  денудационными процессами и затем снова приподняты в виде сводов и блоков новейшими тектоническими движениями. Сводовые и блоковые, а чаще всего сводово-блоковые поднятия привели к образованию возрожденных гор. Они так же широко распространены, как и горы, образованные молодой, кайнозойской, складчатостью.

Рельеф всех гор Земли – результат новейших тектонических поднятий – неотектоники. Происхождение тектонических структур и рельефа гор объясняется  теорией глобальной тектоники плит или концепцией глобальных литосферных  плит. Суть этой концепции заключается  в представлении о горизонтальном передвижении гигантских плит толщиной 10-80 км под океанами и до 200-300 км в  области континентов со скоростью  нескольких сантиметров в год. Плиты  перемещаются относительно друг друга  под действием конвективных течений  в нижележащей земной оболочке –  мантии. По линиям раздвижения плит на дне океанов возникают разломы  – рифты. В них происходят вулканические  излияния, которые наращивают новую  океаническую литосферу, образуя срединно-океанические хребты. При движении океанической плиты к континентальной, приводящем к образованию глубоководных  желобов, первая плита пододвигается  под вторую и опускается на глубину  до 700 км (явление так называемой субдукции), преобразуясь в глубинное  вещество мантии. Пододвигание одной  плиты под другую вызывает землетрясения  и характерный для окраин континентов  и островных дуг андезитовый  вулканизм. Столкновение континентальных  плит приводит к закрытию геосинклиналей и поднятию гигантских горных систем.

Для большинства  горных систем характерны приподнятые  на определенную высоту древние поверхности  выравнивания, в разной степени наклоненные  и расчлененные. Они служат важными  признаками для расшифровки истории  формирования рельефа горных стран. Образование поверхностей выравнивания – следствие неравномерности  неотектонического поднятия. Каждая поверхность связана с остановкой в поднятии или его относительным  замедлением, когда денудация берет  верх над поднятием и успевают выработаться зрелые формы рельефа (широкие днища долин и т.п.) или полностью снивелироваться  отдельные части горной системы. Число поверхностей выравнивания и  их сохранность зависят от интенсивности  горообразовательных движений.

 

3.2 Геоморфологические процессы в  горах

 

Горные ландшафты  отличаются от равнинных, как правило, большей динамичностью. Характерная  для них интенсивность русловых, склоновых эрозионно-денудационных  и гравитационных процессов в  основном обусловлена двумя причинами [3]. Первая причина заключается в  том, что в горах в процессе тектонических поднятий (иногда - вулканических  извержений) накоплены огромные запасы потенциальной энергии тяготения, которые расходуются при денудации  и развитии горных ландшафтов. Этот эндогенный элемент в экзогенных процессах служит источником энергии  всех гравитационных движений (осыпи, обвалы, оползни). Действие силы тяжести  проявляется также совместно  с транспортировкой обломков горных пород текущей водой: они перемещаются по крутому уклону ложа в горном потоке как под давлением водяной  струи, так и под действием  собственного веса, что наблюдается  также и при прохождении селей. Потенциальная энергия тяготения  эндогенного происхождения - важнейший  энергетический источник развития горных ландшафтов.