Quando si determina il volume e l'intensità dei carichi di allenamento che forniscono l'effetto ottimale di adattamento, ci sono due modi possibili. Il primo -- modo intensivo, consistente in un ulteriore aumento del volume totale dei carichi di allenamento. Su questo percorso le possibilità di ulteriore crescita sportiva per atleti altamente qualificati sono ormai praticamente esaurite. Più promettente in termini di ulteriori progressi negli sport mondiali è la seconda opzione -- modalità di intensificazione dell'attività formativa. In questo modo, pur mantenendo i volumi già raggiunti (quasi limitanti) del carico di addestramento, si propone una tale combinazione di carichi ad alta intensità, in via di sviluppo con carichi di supporto, mantenendo il livello raggiunto di funzionamento dei sistemi necessari, che crea il le migliori condizioni per raggiungere il successo sportivo.

L'esperienza di allenamento degli atleti più forti mostra la possibilità di un aumento annuale del carico di allenamento totale del 20%. Nei giovani atleti, questo aumento è possibile di 40 - 50 % adattarsi ad esso a seconda del tipo di atletica e delle sue caratteristiche individuali. Naturalmente aumenta l'intensità degli esercizi, che si esprime in un aumento del volume del carico eseguito alla velocità massima e quasi limite nella corsa; nell'aumentare la lunghezza e l'altezza dei salti, la portata di lancio, il peso dei proiettili e dei bilancieri; in un tempo e ritmo più energici e aumentati esercizi speciali. Uno degli indicatori dell'intensità dei carichi sportivi è l'aumento del numero di competizioni.

Le idee moderne sul rapporto tra volume e intensità dei carichi di allenamento in un ciclo durante tutto l'anno suggeriscono che il processo di allenamento sia strutturato in modo tale che, senza opporsi al volume di intensità, simuli periodicamente il carico e la tensione caratteristici delle competizioni. Le applicazioni per tutto l'anno dell'allenamento speciale e del tipo principale (distanza principale, proiettile principale, salto proprio, ecc.) Sono un collegamento integrale nel moderno sistema di allenamento. Questa struttura permette di ampliare il calendario competitivo, rendendolo tutto l'anno. Allo stesso tempo, è necessario prevedere la variabilità obbligatoria dei carichi in base alle leggi di adattamento, quindi gli atleti altamente qualificati potranno mostrare risultati elevati ogni 1,5 - 2 mesi.

Una parte organica di qualsiasi esercizio che influisca sul carico è un riposo adeguatamente organizzato. L'alternanza razionale di lavoro e riposo è alla base di ogni allenamento sportivo e si estende all'impatto ripetuto del carico in una sessione della giornata di allenamento, nell'arco della settimana, del mese, dell'anno e degli anni.

L'uso ripetuto di carichi di allenamento e di gara è organicamente legato agli intervalli di tempo tra loro e ai processi di recupero. Il numero di ripetizioni, esercizi, natura e durata degli intervalli di riposo dipendono dai compiti, dai mezzi e dai metodi di allenamento, nonché dalle caratteristiche dei tipi di atletica leggera, dal livello di preparazione dell'atleta e dalle condizioni esterne.

Tra i singoli esercizi e le classi, in ogni caso, è importante stabilire tali pause di riposo che, tenendo conto della quantità di carico utilizzato e della natura dei movimenti eseguiti, forniscano un adeguato effetto di allenamento. A seconda della forma di organizzazione rilassamento accade passivo e attivo. Tra esercizi che richiedono movimenti precisi e grande concentrazione, tempo libero dà buoni risultati nel ripristino della capacità lavorativa. Ad esempio, durante le lezioni in tipi di atletica leggera coordinati in modo complesso (ostacoli, salti in alto e salti con l'asta, lancio di martello e giavellotto), la corsa lenta, la camminata o gli sport brevi e i giochi all'aperto vengono utilizzati per la ricreazione. E viceversa, durante le lezioni di tipo ciclico, è possibile offrire a riposo un'esecuzione a breve termine di movimenti con coordinazione complessa.

Ogni nuova ripetizione non dovrebbe aver luogo sullo sfondo della fatica delle azioni precedenti. La durata del riposo in questi casi varia da 1 minuto (nel lancio) a 3-4 minuti (nel salto con l'asta). Per quanto riguarda la pausa tra le lezioni, nella prima fase dell'allenamento con le attrezzature sportive dovrebbero essere eseguite quotidianamente e, in futuro, 3-4 volte a settimana. Se l'interruzione è di 48 ore, ciò porta a una diminuzione del livello del materiale appreso della lezione fino al 25%, principalmente a causa dell'attenuazione della sensibilità cinestesica.

In termini di durata, il riposo tra i carichi può essere suddiviso in quattro tipi: 1) completo (ordinario); 2) incompleto (supercompensativo); 3) ridotto (duro); 4) lungo (morbido). Variando gli intervalli di riposo a parità di volume (o intensità) del carico, è possibile ottenere risultati diversi nello sviluppo delle qualità motorie. Ad esempio, nell'atletica ciclica, il riposo incompleto fornisce lo sviluppo della resistenza in misura maggiore, il riposo completo - velocità, il riposo ridotto - resistenza alla velocità e il riposo lungo fornisce il recupero della capacità lavorativa dopo una parte faticosa della sessione o dopo il superlavoro (sovrallenamento ).

Le componenti quantitative e qualitative del carico sono organicamente interconnesse. Ma a seconda della costruzione del processo di allenamento dell'atleta (compiti, mezzi, metodi, livello dei carichi, ecc.), la relazione tra loro è diversa e, di conseguenza, i processi di adattamento sono diversi. Cambiamenti qualitativi(morfologico, fisiologico, biochimico, psicologico e biomeccanico) causare cambiamenti nella parte quantitativa nell'attività del corpo dell'atleta. Un ruolo importante nell'aumentare la durata delle azioni degli esercizi è l'economizzazione delle funzioni del corpo degli atleti, garantendo lo svolgimento del lavoro stesso a un minor costo delle risorse energetiche.

L'esecuzione di qualsiasi esercizio fisico richiede tempo. E non importa quanto piccolo sia, questa è già una certa quantità di lavoro, che è il volume dell'allenamento o del carico competitivo. E la quantità di lavoro neuromuscolare che viene eseguito per unità di tempo ed è correlato al suo volume determina l'intensità del carico. Il volume e l'intensità negli sport sono inseparabili. Possono esistere separatamente solo come concetti. Nella pratica sportiva, questi sono due aspetti organicamente correlati di qualsiasi esercizio fisico svolto da un atleta. Quindi, ad esempio, la lunghezza della distanza e la durata della corsa sono la quantità di lavoro di allenamento (volume di carico) e la velocità del movimento è la sua intensità; il numero di lanci eseguiti dal lanciatore è il volume del carico specifico e l'efficacia di questi lanci è la sua intensità.

Determina in modo abbastanza accurato il livello del carico di allenamento dall'indicatore integrale dei cambiamenti nel corpo - frequenza del battito cardiaco(frequenza del battito cardiaco). Per fare ciò, misurare il polso durante l'esercizio, dopo di esso e durante il periodo di riposo. Confrontando questi indicatori con l'intensità del carico, con la sua direzione, e tenendo conto del tempo di recupero successivo, è possibile gestire in modo più obiettivo il processo di allenamento.

La tabella 2 dà un'idea di come i carichi negli sport possono essere classificati in base alla direzione del loro impatto, che si basa sulla presa in considerazione delle modalità di approvvigionamento energetico per lavorare. Nelle stesse condizioni, è la direzione del carico, che determina il grado di partecipazione al lavoro svolto da vari organi e funzioni, indica il grado della loro oppressione e la durata del recupero.

Tavolo 2.

Per grandezza, il carico può essere suddiviso condizionatamente in massimo, grande, medio e piccolo. rientra nelle capacità dell'atleta. I suoi criteri sono l'incapacità dell'atleta di continuare l'attività proposta. L'impulso allo stesso tempo raggiunge un valore di 180 o più battiti al minuto (bpm). Se per forza di volontà l'atleta tenta di superare questo limite, il carico diventa proibitivo e può portare al sovrallenamento dell'atleta.

in termini di numero di esercizi e intensità dei movimenti, è il 70-80% del massimo, ovvero consente di continuare l'azione sullo sfondo della fatica. La frequenza del polso qui può essere compresa tra 150 e 175 battiti / min.

determinato dal numero di esercizi e dall'intensità dei movimenti entro il 40 - 60% del massimo, ad es. l'esercizio continua fino a quando appare una sensazione di affaticamento. Allo stesso tempo, gli indicatori della frequenza cardiaca raggiungono 120--145 battiti / min.

è il 20 - 30% del massimo in termini di numero di esercizi e intensità dei movimenti. Il compito motorio viene eseguito facilmente, liberamente, senza tensione visibile e l'impulso non supera i 120 battiti/min.

All'aumentare della forma fisica dell'atleta, il carico, inizialmente considerato massimo, diventa grande o medio nelle fasi successive, ecc. Ciò è particolarmente vero per una tale componente del carico come l'intensità. Maggiore è l'intensità dell'esercizio, più lungo è, maggiori sono i costi del corpo dell'atleta, maggiore è il carico sulla sua psiche. È necessario tenere conto dei requisiti per qualità come coraggio, determinazione, volontà di vincere, ecc. In linea di principio, maggiore è l'intensità del lavoro di formazione, minore è il suo volume e viceversa. Il livello di intensità è determinato principalmente dal tipo di atletica. Laddove il successo è determinato dal massimo sforzo (salto, lancio, sprint), naturalmente anche il livello di intensità del lavoro di allenamento speciale è molto alto; negli altri sport (corsa per medie e lunghe distanze, marcia) la cosa principale è alta livello medio velocità di movimento.

In vista di di più effettiva attuazione un atleta di esercizi, con un dato sforzo di allenamento, dovrebbe determinare le zone di intensità come rapporto tra il valore dato di allenamento o di stress competitivo ai dati massimi possibili dell'atleta. La tabella 3 mostra la gradazione del carico per zone di intensità nei tipi di atletica velocità-forza.

Tabella 3

La zona dell'80-90% del massimo in tutti i tipi di atletica leggera è considerata una zona di sviluppo. Applicando un carico di allenamento in zone del 90-100%, c'è un impatto sullo sviluppo della velocità, dovrebbe essere incluso in quasi tutte le sessioni di allenamento e costruito in modo tale che durante ogni sessione il carico venga applicato in tutte le zone di intensità , con il suo rapporto ottimale. Il carico di allenamento nelle zone del 50-80% del massimo risolve principalmente i problemi di uno speciale riscaldamento e recupero, che contribuisce al flusso favorevole dell'intero processo di allenamento.

Il risultato in atletica dipende alto livello resistenza e detta una certa selettività degli effetti dell'allenamento, che sono forniti dai processi aerobici (con accesso all'ossigeno), anaerobici (senza accesso all'ossigeno) e aerobico-anaerobici (misti) del corpo dell'atleta. Nella tabella 4, le zone di intensità sono distribuite in base agli indicatori della frequenza cardiaca durante un particolare lavoro di allenamento per lo sviluppo della resistenza.

Tabella 4

Quando si utilizza la modalità aerobica degli effetti di allenamento, l'impulso dovrebbe essere compreso tra 120 e 160 battiti / min. Quando si esegue un carico in modalità mista, la frequenza del polso dovrebbe raggiungere 170-180 battiti / min. La modalità di allenamento anaerobico è possibile con un impulso di 190 o più battiti al minuto.

Molto importante nel determinare l'adeguatezza dei carichi proposti è il controllo dell'impulso durante il recupero. obbiettivo primario controllo della frequenza cardiacaè quello di determinare la tensione di formazione, per soddisfare il requisito principale della formazione - per evitare un sovraccarico eccessivo, prevenendo casi di superlavoro e sovrallenamento. Se il polso dell'atleta dopo il carico non recupera entro un certo tempo al livello desiderato (ad esempio, il polso rimane al di sopra di 120 battiti / min per più di 5-6 minuti dopo un carico medio), significa che il carico è probabilmente molto alto e il lavoro di formazione (quantità, ritmo) dovrebbe essere ridotto o interrotto.

Con l'allenamento ad alta velocità, il tempo di recupero per la frequenza cardiaca a 120 battiti/min dovrebbe richiedere 1-4 minuti tra le ripetizioni degli esercizi e 2-5 minuti tra le serie fino a un impulso di 100-120 battiti/min. Quando si sviluppa la resistenza alla velocità, ci si dovrebbe concentrare sul ripristino del polso a 120-140 battiti/min 1-3 minuti dopo che il lavoro è terminato e tra le serie il polso dovrebbe recuperare a 100-120 battiti/min entro 2-5 minuti. Durante il recupero dopo un allenamento stressante (corsa di controllo, valutazione), il polso dovrebbe raggiungere 100-120 battiti / min per 4-10 minuti. La riesecuzione di tale carico è possibile dopo 10-20 minuti, se l'impulso durante il periodo di recupero raggiunge meno di 100 battiti / min. Gli indicatori per la fine del lavoro di formazione dovrebbero essere considerati un impulso superiore a 120 battiti / min dopo 5 - 10 minuti di riposo.

I livelli di recupero della frequenza cardiaca sono alquanto individuali e possono essere determinati dall'età, dallo stato delle funzioni anaerobiche e dal carattere genetico. Possono essere compresi tra 108 e 132 bpm. I processi di recupero sono influenzati anche dai seguenti punti: l'atleta non è in forma, il lavoro di allenamento è troppo duro, il carico di allenamento precedente era troppo alto, malattia, affaticamento o superlavoro. Per la maggior parte degli atleti, il livello di recupero di molte funzioni corporee corrisponde a una pulsazione di 120 battiti/min. Gli atleti con un maggiore potenziale genetico possono recuperare più velocemente anche con un carico di allenamento elevato. Con una grande quantità di lavoro con intensità ridotta, è sufficiente ridurre la frequenza cardiaca a 120-140 battiti / min durante il riposo, per ripristinare parzialmente il potenziale energetico, ricominciare a lavorare. Con una piccola quantità di lavoro con un'intensità superiore alla media, è sufficiente raggiungere una frequenza cardiaca di 120 battiti/min durante il periodo di riposo per poter continuare a lavorare con la stessa efficienza dell'inizio. Quando viene eseguito un lavoro di shock "acuto" ad alta intensità, durante il periodo di recupero (riposo), la frequenza cardiaca dovrebbe raggiungere 90--100 battiti / min prima di ripetere il carico proposto.

I movimenti tettonici sono uno dei fattori più importanti nello sviluppo dei processi geologici che cambiano la faccia della Terra. Conducono alla trasformazione la crosta terrestre, modificano le morfologie della superficie, i contorni della terra e del mare, influenzando così il clima.

I movimenti tettonici influenzano il vulcanismo, i processi di sedimentazione e determinano la distribuzione dei minerali nella crosta terrestre.
I movimenti tettonici si esprimono sotto forma di lenti alti e bassi, che portano a trasgressioni e regressioni del mare sotto forma di un generale collasso della crosta terrestre con la formazione di alte

catene montuose e profonde depressioni, la formazione di pieghe, nonché sotto forma di terremoti distruttivi, che sono accompagnati dalla comparsa di crepe con un significativo spostamento dei blocchi crostali verticalmente e orizzontalmente.
A seconda della direzione dello stress, i movimenti tettonici sono divisi in movimenti verticali (radiali) e orizzontali (tangenziali). Nell'analisi dei movimenti verticali si distinguono i movimenti ascendenti (positivi) e discendenti (negativi). Questi movimenti corrispondono spesso a sali e scendi lenti e regolari, che coprono i territori dei continenti e delle depressioni oceaniche o loro parti. Questi sono movimenti epeirogenici (greco "epeiros" - terraferma).
I movimenti tangenziali (tangenziali alla superficie della crosta terrestre) sono associati a determinate zone e portano a deformazioni significative della crosta terrestre. Questi sono movimenti orogenici (greco "oros" - montagna).
I movimenti tettonici e le strutture risultanti della crosta terrestre sono studiati dalla geotettonica e dalla geologia strutturale.
Per ripristinare i movimenti tettonici delle epoche passate, vengono utilizzati metodi speciali per ricreare quadro generale movimenti tettonici per una certa epoca.
Giudichiamo la natura dei moderni movimenti tettonici osservando i processi moderni che si manifestano chiaramente in aree di terremoti attivi e vulcanismo: 1) i moderni movimenti tettonici verticali sono fissati da ripetuti livellamenti; 2) gli ultimi movimenti, ovvero avvenute nel periodo neogene-quaternario, sono studiate con metodi geomorfologici, analizzando la topografia della superficie terrestre, la morfologia delle valli fluviali, l'ubicazione dei terrazzi marini e lo spessore dei depositi quaternari.
i, "È molto più difficile studiare i movimenti tettonici delle epoche geologiche passate. I metodi per studiare questi movimenti sono: 1) analisi della sezione stratigrafica; 2) analisi delle carte litologico-paleogeografiche; 3) analisi degli spessori; 4 ) analisi di rotture e difformità, 5) analisi strutturale, 6) analisi paleomagnetica, 7) analisi formativa.

1. L'analisi della sezione stratigrafica permette di risalire ai movimenti tettonici
   vasta area della crosta terrestre per molto tempo. Materiale di partenza per l'analisi
   è una sezione stratigrafica (colonna) che necessita di essere indagata dal punto di vista del cambiamento
   delle condizioni di accumulo delle rocce nella loro sequenza stratigrafica.

   Studiando la composizione materica, le caratteristiche strutturali e tessiturali delle rocce, e i fossili in esse contenuti, è possibile identificare le tipologie di depositi che si accumulano sui vari
   livelli relativi alla linea d'acqua del bacino marino e, di conseguenza, caratterizzano la situazione di sedimentazione. Movimenti tettonici negativi in ​​condizioni di rimozione stabile di materiale clastico nel bacino portano ad un approfondimento del suo fondo e ad una modifica della sezione dei depositi di acque basse con depositi più profondi. Al contrario, movimenti tettonici positivi portano al disassamento del bacino e alla sostituzione dei sedimenti di acque profonde lungo la sezione con quelli di acque basse, terrestri e all'ulteriore erosione dei sedimenti precedentemente accumulati. I movimenti tettonici negativi contribuiscono allo sviluppo delle trasgressioni marine, mentre quelli positivi causano la regressione.
   2) Analisi litologico-paleogeografica. L'analisi delle carte litologico-paleogeografiche permette di giudicare la direzione dei movimenti e la distribuzione di depressioni e rilievi nell'area. Di solito
   aree di accumulo di sedimenti corrispondono a una struttura negativa, aree di denudazione - put
   corpo. A causa della differenziazione dei movimenti sullo sfondo di una grande struttura negativa, le aree di relativi sollevamenti con depositi marini di acque poco profonde possono essere distinte da quelle più profonde. Un tale sito è un sollevamento sottomarino - poco profondo e può corrispondere a una struttura anticlinale in crescita. Area di distribuzione relativamente profonda
   i sedimenti tra acque poco profonde dovrebbero corrispondere ad una depressione sul fondo del bacino.

   Solitamente, la natura dei movimenti tettonici si rivela più chiaramente nell'analisi di mappe litologico-paleogeografiche compilate per più periodi di tempo successivi.
   3) Analisi di potenza. Nelle aree di cedimento accelerato, precipitazioni di maggiore
   potenza, in zone di lenta deflessione - meno potenza, in zone di sollevamento -
   le potenze sono zero.

   I dati sugli spessori di depositi della stessa età sono riportati su mappe; punti di uguale potenza sono collegati da linee - isopachi (Fig. 23). Le mappe con isopaci possono essere utilizzate per giudicare la distribuzione delle aree di depressioni e sollevamenti relativi. Tuttavia, l'analisi della potenza deve essere combinata con l'analisi della facies
   Riso. 23. Carta a spessori uguali di uno strato coevo sabbioso-argilloso (i contorni di spessore indicano la posizione di un avvallamento formatosi durante la sedimentazione): / - punto di misura e spessore (in m); 2 - isolinee di potenza (isopachiti). (Preso in prestito da GI Nemkov et al., 1986)
   noah ambiente di accumulo di sedimenti, tk. è applicabile solo per determinate condizioni di sedimentazione, quando il tasso di cedimento del letto è compensato dal tasso di accumulo su di esso
   precipitazione. Nel caso di un'incisione scompensata per lunghi periodi di tempo,
   si accumula un sottile strato di sedimento.
   
   
   4) Analisi di rotture e disaccordi. Movimenti tettonici positivi nella sezione stratigrafica sono espressi dal cambiamento di depositi di acque relativamente profonde da quelli poco profondi,
   acque poco profonde - costiere e continentali. In questo caso, se questi movimenti hanno portato a
   aumento delle precipitazioni accumulate sul livello del mare, inizia la loro erosione. Durante il successivo cedimento, una nuova serie di sedimenti cade su una superficie erosa, chiamata superficie di rottura o superficie di discordanza. Tali superfici si fissano per fuoriuscita dalla normale sequenza di alcune unità stratigrafiche presenti.
   dove non ci sono stati sviluppi positivi. Se i depositi sono sopra e sotto la superficie,
   fissando una rottura della sedimentazione, si verificano con gli stessi angoli di inclinazione (difformità stratigrafica), si può parlare di lenti movimenti positivi che hanno inghiottito
   grandi aree. Se si osservano angoli di pendenza nettamente diversi (non conformità angolare), i sedimenti precedentemente accumulati hanno subito un ripiegamento al momento del nuovo cedimento e sedimentazione e potrebbero essere rotti da rotture (Fig. 24). La profondità di erosione dello strato sottostante e
   la durata della pausa di sedimentazione indica le ampiezze
   Riso. Fig. 24. Non conformità stratigrafica (a) e angolare (b) Sequenza degli eventi: a - accumulo di sedimenti del membro inferiore, sollevamento, erosione della sommità del membro inferiore, subsidenza, accumulo di sedimenti del membro superiore; b - accumulo di sedimenti dei membri inferiori, sollevamento, piegatura e movimento di blocchi lungo la faglia, erosione, accumulo di sedimenti del membro superiore (preso in prestito da G.I. Nemkov et al., 1986)
   movimenti tettonici che hanno portato al disaccordo tra gli strati rocciosi. Gli strati rocciosi separati dai depositi sottostanti e sovrastanti dalle superfici dei disallineamenti angolari sono chiamati solai strutturali. Ad ogni fase strutturale corrisponde una fase storico-tettonica naturale nello sviluppo del territorio, iniziata con la trasgressione e la sedimentazione durante i movimenti negativi e terminata con l'innalzamento e il ripiegamento del territorio. Ogni pavimento strutturale è caratterizzato da forme specifiche di presenza di strati.
   5) L'analisi strutturale è essenziale nello studio dei movimenti orizzontali,
   in quanto consente di stimare qualitativamente e quantitativamente l'entità dei movimenti orizzontali durante

   
   Riso. Fig. 25. Strato piegato sotto compressione laterale d è la lunghezza dell'ala della piega, w è la larghezza della piega, a è l'angolo della piega (preso in prestito da G.I. Nemkov et al., 1986)
   tempo di deformazione dello strato. Se raddrizzi mentalmente uno strato che viene piegato in pieghe formate durante la compressione laterale, la lunghezza di tale strato raddrizzato corrisponderà alla larghezza iniziale della deflessione prima che lo strato fosse deformato. La differenza tra la somma delle lunghezze delle ali delle pieghe e la somma delle larghezze delle pieghe stesse sarà il valore della compressione orizzontale dello strato (Fig. 25). Approfittando graficamente o formule geometriche, è possibile stimare l'ampiezza dei movimenti orizzontali che hanno portato alla formazione delle pieghe. Ad esempio, secondo la fig. 25, si può notare che se gli angoli medi di piega sono 60°, la contrazione orizzontale della superficie era duplice.
   6) Analisi paleomagnetica. Capacità rocce essere magnetizzato durante
   formazioni secondo la direzione del campo geomagnetico e mantenere questa magnetizzazione
   consente non solo di creare una scala geocronologica paleomagnetica, ma anche di utilizzare i dati dell'analisi paleomagnetica per identificare i movimenti tettonici orizzontali. Avendo determinato la direzione media della magnetizzazione di rocce di una certa età, presa da una qualsiasi
   punto sulla superficie terrestre, è possibile calcolare la posizione del polo magnetico di quel tempo in
   
   
   coordinate. Esaminando le rocce nella loro sequenza stratigrafica, si ricava la traiettoria del movimento relativo del polo dalle coordinate di tempo corrispondenti all'intervallo studiato della sezione stratigrafica. Dopo aver effettuato lo stesso studio su campioni prelevati da un altro punto, si traccia la traiettoria del movimento del polo rispetto al punto per lo stesso periodo di tempo.
   Riso. 26. Traiettoria del movimento Polo Nord per quanto riguarda l'Europa e Nord America negli ultimi 400 milioni di anni (preso in prestito da GI Nemkov et al., 1986)
   Se entrambe le traiettorie coincidono nella forma, allora entrambi i punti hanno mantenuto una posizione costante rispetto ai poli. Se le traiettorie non coincidono, allora entrambi i punti hanno cambiato la loro posizione rispetto al polo in modi diversi. Ad esempio, le traiettorie del movimento del Polo Nord, calcolate per il territorio del Nord America e per l'Europa negli ultimi 400 milioni di anni, sono significativamente diverse (Fig. 26). Questo ci permette di trarre una conclusione sugli spostamenti orizzontali dei continenti nel momento specificato.
   7) L'analisi formativa è un metodo per studiare la struttura e la storia dello sviluppo
   la crosta terrestre basata sullo studio delle relazioni spaziali delle associazioni rocciose -
   formazioni geologiche.
   Una formazione geologica è una categoria materiale che occupa una certa posizione nella gerarchia della materia della crosta terrestre: elemento chimico- minerale - roccia - formazione geologica - complesso formativo - guscio della crosta terrestre, -k Per formazioni si intende un insieme di facies che si sono formate su un'area più o meno significativa della superficie terrestre in determinate condizioni tettoniche e climatiche e differiscono da altri per caratteristiche di composizione e struttura. Facies separate possono formarsi in diverse parti della superficie terrestre. Tuttavia, le loro combinazioni stabili ea lungo termine, che consentono loro di essere raggruppati in formazioni, si verificano solo in condizioni tettoniche e climatiche rigorosamente definite. Secondo un'altra definizione, una formazione geologica può essere chiamata associazioni naturali di rocce associate all'unità della composizione e della struttura del materiale, a causa della comunanza della loro origine (o posizione).
   Il termine "formazione" fu introdotto dal famoso geologo tedesco A.G. Werner nel 18° secolo. molto tempo prima dell'inizio del 20° secolo. veniva utilizzata come categoria stratigrafica, come suggerito dall'autore. Finora, negli Stati Uniti, il termine "formazione" è stato utilizzato per designare unità stratigrafiche. Nel nostro paese, l'analisi formativa ha trovato ampia applicazione in relazione alla zonazione tettonica e alla previsione dei minerali. Il merito del suo sviluppo appartiene a molti scienziati russi, in particolare N.S. Shatsky, N.P. Kheraskov, V.E. Khain, V.I. Popov, N.B. Vassoevich, L.B. Rukhin e altri ricercatori.
   Esistono tre tipi di formazioni: sedimentarie, ignee e metamorfiche. Quando si studiano le formazioni, si distinguono i membri principali (obbligatori) e secondari (facoltativi) dell'associazione. I membri principali dell'associazione caratterizzano una certa formazione, ad es. associazione stabile, che si ripete nello spazio e nel tempo. Il nome della formazione è dato dal nome dei principali membri dell'associazione. L'insieme dei membri minori è soggetto a variazioni significative. A seconda della composizione del materiale, i tipi di formazioni sono divisi in gruppi. Ad esempio, tra le formazioni sedimentarie si possono distinguere gruppi di argille-scistosi, calcari, solfati-alogeno, siliceo, fine-clastico-quarzo, fine-clastico-polimittico, ecc.; tra vulcanogenici - gruppi di formazioni basaltiche-diabasi (trappola), liparite-dacitiche, andesitiche, ecc.
   I principali fattori che determinano la formazione di associazioni stabili di rocce sedimentarie sono il regime tettonico e il clima, le rocce ignee e metamorfiche: il regime tettonico e l'ambiente termodinamico.
   Le caratteristiche principali delle formazioni sedimentarie sono: 1) un insieme delle loro associazioni costitutive delle rocce principali, che insieme corrispondono a facies o tipi genetici; 2) la natura dell'intercalazione di queste rocce in una sezione verticale; struttura ritmica; 3) la forma del corpo della formazione e il suo spessore; 4) la presenza in esso di alcuni caratteristici minerali autogeni, rocce o minerali peculiari; 5) il colore predominante, che in una certa misura porta informazioni genetiche; 6) il grado di alterazioni diagenetiche o metamorfiche.
   Le denominazioni delle formazioni sedimentarie e sedimentario-vulcanogeniche sono solitamente date secondo le componenti litologiche prevalenti (sabbioso-argillose, calcaree, dolomitiche, evaporitiche) con la contestuale indicazione dell'impostazione fisica e geografica della formazione (marina, continentale, limnica), spesso molte formazioni sono denominate in base alla presenza di minerali accessori (glauconite) o minerali (portatori di carbone, portatori di bauxite).
   I principali fattori che determinano l'aspetto delle formazioni sedimentarie sono i seguenti: 1) la natura del regime tettonico nelle zone di erosione e accumulo; 2) condizioni climatiche; 3) intensità del vulcanismo. Dalla combinazione multipla di queste condizioni e dalla rapida variabilità nello spazio e nel tempo, si crea un'alternanza di tipi genetici di rocce che compongono le formazioni. Anche la distribuzione generale delle formazioni sulla superficie terrestre dipende da questi fattori.
   A seconda del regime tettonico si distinguono tre classi di formazioni: piattaforma, geosinclinale, orogenica. La maggior parte delle formazioni sedimentarie può servire in modo affidabile
   mi indicatori del regime tettonico. Ad esempio, formazioni di marna-gesso, caolino
   argille, arenarie di quarzo, fiasche di argilla testimoniano la modalità di sedimentazione della piattaforma
   co-accumuli e flysch sedimentario, carbonato siliceo, scisto siliceo, diaspro
   le formazioni sono indicatori del regime geosinclinale. L'ampio sviluppo dei gruppi sedimentari
   formazioni clastiche indica un regime orogenico.
   Una conclusione ancora più definita sui regimi tettonici si può trarre sulla base di un'analisi delle formazioni ignee, se si tiene presente che un certo numero di rocce: basica - media - acida ~

   quelli alcalini corrispondono alla sequenza di sviluppo delle eruzioni magmatiche quando il regime geosinclinale cambia in orogenico e poi a piattaforma.
   Le aree di distribuzione di alcune formazioni sono controllate da strutture tettoniche, il cui sviluppo determina la limitazione spaziale delle formazioni. Pertanto, studiando i modelli di distribuzione delle formazioni nello spazio, stabiliamo così il posizionamento delle strutture tettoniche durante la formazione delle formazioni. L'evoluzione del regime tettonico porta ad un successivo cambiamento nel contesto delle formazioni geologiche. Avendo dati sulle condizioni per la formazione di complessi rocciosi che cambiano verticalmente, possiamo concludere che il regime tettonico è cambiato.
   Quindi, ad esempio, se uno spesso strato di formazioni di flysch con caratteristici strati sottili, regolarmente intercalati ritmicamente di arenarie, siltiti e argille, è ricoperto da uno strato di depositi clastici marini e continentali grossolani - melassa, si conclude che le condizioni geosinclinali sono state sostituiti da quelli orogenici. Questa conclusione si basa sulle idee esistenti sulle condizioni tettoniche per l'accumulo di formazioni di flysch e melassa.
   L'analisi della formazione consente di classificare le strutture tettoniche, evidenziandone i tipi speciali, ad esempio i tipi di depressioni. La ricorrenza di formazioni tipiche in strutture spazialmente separate consente di delineare le fasi generali nella storia dello sviluppo tettonico delle strutture, di confrontare insiemi di formazioni di tipi simili di strutture di età diverse, ecc.
   Una direzione speciale nello studio e nella classificazione delle formazioni sedimentarie è stata la direzione basata sulla presa in considerazione del contenuto delle concentrazioni industriali di alcuni tipi di minerali in esse contenuti. Su questa base si distinguono carbone, sale, fosforite, bauxite, minerale di ferro, laterite, petrolio e un certo numero di altre formazioni.
   La sequenza nello studio e nell'identificazione delle formazioni è la seguente. In primo luogo, nella sezione, vengono individuati strati rocciosi che differiscono per composizione litologica, separati da superfici di allettamento ben definite, rotture o confini di erosione (rottura stratigrafica e difformità). Si studia quindi un gruppo di rocce (associazioni) che fanno parte del complesso naturale prescelto, ovvero analisi paragenetica. Allo stesso tempo, si determina e si studia la ciclicità della struttura formativa o altre caratteristiche strutturali e materiche. Successivamente, si chiarisce la natura facies di ciascun tipo di roccia incluso nella formazione e la loro combinazione nella sezione, ovverosia viene eseguita l'analisi della facies. Su questa base viene determinato il tipo genetico dei depositi e viene stabilito l'ambiente fisico-geografico (paesaggistico) di formazione della formazione. Nella fase finale dell'analisi formativa, vengono determinati i regimi climatici e tettonici del tempo e i luoghi di formazione della formazione. Pertanto, vengono eseguite analisi paleoclimatiche e di formazione-tettoniche.
   Il significato teorico dello studio delle formazioni sedimentarie e sedimentario-vulcanogene risiede nella possibilità di ricostruire sulla base di esse l'antica zonalità tettonica, climatica e paesaggistica. Il significato pratico dell'analisi formativa è determinato dal confinamento a determinate formazioni dei corrispondenti tipi di minerali.

5. Ignatenko IV, Khavkina NV Podburs dell'estremo nord-est dell'URSS // Geografia e genesi dei suoli

regione del Magadan. - Vladivostok: casa editrice del Centro scientifico dell'Estremo Oriente dell'Accademia delle scienze dell'URSS. - S. 93-117.

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8. Scienze del suolo / ed. VA Kovdy, BG Rozanov. - Parte 2. - M.: Superiore. scuola, 1988. - 367 p.

UDC 631.48 (571.61) EP Sinelnikov, TA Cekannikova

VALUTAZIONE COMPARATA DELL'INTENSITÀ E DELLA DIREZIONE DEI PROCESSI DI TRASFORMAZIONE DELLA COMPOSIZIONE MATERIALE DEL PROFILO DEI SUOLI DECOLORATI DEI TERRITORI DI PIANURA DEL PRIMORSKY KRAI E DEI SUOLI CARBONATICI SODDY-PODZOLIC DELLA TAIGA MERIDIONALE

SIBERIA OCCIDENTALE

L'articolo fornisce un'analisi dettagliata dei processi di trasformazione della composizione materiale dei suoli nella Siberia meridionale e nelle Primorye. Non sono state rilevate differenze significative nell'intensità e nella direzione dei principali processi elementari del suolo.

Parole chiave: Primorsky Krai, Siberia occidentale, suoli soddy-podzolic, suoli carbonatici, valutazione comparativa.

EP Sinelnikov, TA Chekannikova

VALUTAZIONE COMPARATA DEI PROCESSI DI TRASFORMAZIONE DELLA STRUTTURA DEL MATERIALE DEL PROFILO INTENSITÀ E ORIENTAMENTO SUI TERRITORI PIANI SUOLI DECOLORATI DI PRIMORSKY KRAI E SUOLI CARBONATICI DI CESPITOSE-PODZOLIC NELLA SIBERIA OCCIDENTALE

Viene condotta l'analisi dettagliata dei processi di trasformazione della struttura del materiale del suolo nella Siberia meridionale e nel Primorsky Krai. Le distinzioni essenziali nell'intensità e nell'orientamento dei principali processi elementari del suolo non vengono rivelate.

Parole chiave: Primorsky Krai, Siberia occidentale, suoli cespitosi-podzolici, suoli carbonatici, valutazione comparativa.

La valutazione del grado di differenziazione della composizione materica del profilo del suolo a seguito dell'azione di vari processi elementari del suolo è stata da tempo parte integrale studi delle proprietà genetiche della copertura del suolo di qualsiasi regione. Le basi di tali analisi sono state poste dai lavori di A.A. Cavalcò,

Sono state studiate le caratteristiche della differenziazione della composizione materiale dei suoli nella parte meridionale dell'Estremo Oriente russo, rispetto ai suoli di altre regioni vicine ai parametri genetici.

CV. Zonn, LP Rubtsova e E.N. Rudneva, GI Ivanov e altri Il risultato di questi studi, basati principalmente sull'analisi degli indicatori genetici, è stata l'affermazione sulla predominanza dei processi di smaltatura, sbiancamento, pseudo-podzolizzazione e la completa esclusione dei processi di podzolizzazione qui.

In questo rapporto si è cercato di confrontare la direzione e l'intensità dei processi di trasformazione della composizione materica del profilo dei suoli imbianchiti nella parte pianeggiante di Primorye con i suoli residui calcarei-soddy-podzolici. Siberia occidentale sulla base di indicatori quantitativi dell'equilibrio dei principali elementi della composizione materiale.

La scelta dei suoli siberiani come variante comparativa non è casuale ed è determinata dalle seguenti condizioni. In primo luogo, i suoli residui-calcarei fradicio-podzolici della Siberia si sono formati su mantelli argillosi con un alto contenuto di particelle di argilla e basi intercambiabili, il che esclude differenze fondamentali già nella prima fase dell'analisi. In secondo luogo, questa è la presenza di dati monografici dettagliati e calcoli di bilancio della trasformazione della composizione del materiale, pubblicati da I.M. Gadzhiev, che semplifica notevolmente l'adempimento del nostro compito.

Per l'analisi comparativa abbiamo utilizzato i dati di I.M. Gadzhiev lungo le sezioni 6-73 (terreni fortemente podzolici) e 9-73 (terreni debolmente podzolici). Come opzioni di terreno sbiancato

Primorye, abbiamo preso terreni sbiancati bruno e prati leggermente sbiancati. I dati iniziali di questi suoli, nonché una valutazione della trasformazione della loro composizione materiale in funzione della localizzazione geomorfologica e del grado di imbianchimento, sono da noi presentati nel messaggio precedente. I principali indicatori dei suoli soddy-podzolici sono presentati nella Tabella 1.

L'analisi dei dati nella tabella 1 di questo rapporto e nella tabella 1 del precedente mostra due punti significativi: in primo luogo, si tratta di una composizione abbastanza ravvicinata delle rocce madri, e in secondo luogo, una divisione nettamente pronunciata dei profili di tutte le sezioni analizzate in parti cumulativo-eluviali e illuviali. Quindi, secondo E.P. Sinelnikov, il contenuto di particelle di argilla nella roccia che forma il suolo delle pianure di Primorye è del 73-75%, per la taiga meridionale della Siberia occidentale del 57-62%. La quantità di frazione argillosa era rispettivamente del 40-45 e del 35-36 percento. Il valore totale dei cationi scambiabili Ca e Mg nei depositi lacustri-alluvionali di Primorye è di 22-26 meq per 100 grammi di terreno, nei terricci di copertura della Siberia 33-34, il valore dell'acidità effettiva è 5,9-6,3 e 7,1 -7,5 unità, rispettivamente. pH. Il contenuto carbonatico residuo delle rocce si manifesta nelle proprietà delle rocce madri delle sezioni analizzate della Siberia, ma il suo effetto sullo stato fisico-chimico degli orizzonti superiori è minimo, soprattutto in suoli medi e fortemente podzolici.

Indagando il problema della differenziazione del profilo dei suoli soddy-podzolici, I.M. Gadzhiev nota una netta separazione della parte eluviale, impoverita in sesquiossidi e arricchita in silice, e la parte illuviale, in qualche misura arricchita nelle componenti principali della composizione materiale, rispetto agli orizzonti sovrastanti. Allo stesso tempo, qui non è stato riscontrato alcun accumulo evidente di ossidi rispetto alla roccia originale e persino ridotto. Una simile regolarità si manifesta anche nei terreni imbiancati di Primorye.

Facendo riferimento ai lavori di A.A. Rode, I.M. Hajiyev ci crede dato di fatto conferma la regolarità del comportamento della sostanza durante il processo di formazione del podzol, la cui essenza "... consiste nella totale distruzione della base minerale del suolo e nello scarico in transito dei prodotti risultanti ben oltre il profilo del suolo". In particolare, secondo I.M. Gadzhiev, la quantità totale di disidratazione dello spessore totale degli orizzonti del suolo rispetto alla roccia madre varia dal 42-44% nel terreno fortemente podzolico a 1,5-2 in quello debolmente podzolico.

Tabella 1

I principali indicatori della composizione materiale dei terreni fangosi e fangosi residui della Siberia occidentale (calcolati secondo I.M. Gadzhiev)

Orizzonte Spessore stimato, cm Contenuto di particelle<0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

2 o so o o o o o) 1_1_ o o 2 2 o o o o o 2 a) o_ o o o o< 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 <

Sezione 6-73 Soddy-fortemente podzolico

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, quattro

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, otto

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, otto

BC 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, otto

C 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

BC 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

C 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

Calcoli simili eseguiti dall'autore per i suoli chernozem e i suoli grigi delle foreste hanno mostrato l'identità completa della direzione e del tasso di riarrangiamento della composizione del materiale rispetto ai suoli automorfi della sottozona della taiga meridionale della Siberia. In cui ". il chernozem lisciviato dagli orizzonti del suolo in termini di composizione di limo, ferro e alluminio, rispetto alla roccia originale, praticamente ripete il terreno podzolico debolmente fradicio, il terreno podzolico della foresta grigio scuro è vicino al terreno podzolico medio-fradicio , e il terreno podzolizzato della foresta grigio chiaro si avvicina al terreno fortemente podzolico fradicio secondo questi indicatori. Questo stato di cose ha permesso all'autore di concludere, "... che la formazione dei moderni suoli fradici-podzolici avviene su una base minerale già precedentemente ben differenziata, in termini generali, profondamente eluviale-trasformata rispetto alla roccia originaria, quindi, non è proprio appropriato attribuire la differenziazione eluviale-illuviale del profilo solo a causa del processo di formazione del podzol nella sua accezione moderna”.

La composizione più vicina alla roccia originale è l'orizzonte C di suolo debolmente podzolico e, in termini di spessore analizzato del profilo del suolo moderno, conteneva 4537 tonnellate di limo, 2176 tonnellate di alluminio e 790 tonnellate di ferro per ettaro. In un profilo di terreno fortemente podzolico di spessore ravvicinato, indicatori simili erano: 5240, 2585 e 1162 tonnellate per ettaro. Cioè, solo a causa della maggiore migrazione di sostanze nel profilo del suolo fortemente podzolico, di spessore uguale alla roccia madre originaria, si sarebbero dovute effettuare 884 tonnellate per ettaro di limo, 409 tonnellate di alluminio e 372 tonnellate di ferro. Se traduciamo questi indicatori in un metro cubo, otteniamo rispettivamente: 88,4; 40,9 e 37,2 kg. In realtà, il profilo del suolo fortemente podzolico, secondo I.M. Gadzhiev, rispetto alla roccia madre, ha perso 15,7 kg di silice, 19,8 kg di alluminio e 11 kg di ferro per m3.

Se consideriamo la perdita di sostanze analizzate nel profilo di un terreno fortemente podzolico fradicio rispetto al contenuto iniziale di sostanze nella roccia di terreno debolmente podzolico, allora otteniamo che la perdita di limo sarà di 135 kg/m3, e l'accumulo di alluminio, invece, sarà di 7,5 kg e di ferro 3,4 kg.

Al fine di comprendere l'essenza dei processi in corso di trasformazione della composizione materiale dei suoli fradici e podzolici della Siberia occidentale e confrontare i risultati con i suoli imbiancati delle pianure di Primorye, abbiamo decomposto, utilizzando il metodo di V.A. Targulyana, il contenuto lordo di ossidi basici per azione che arrivano alla terra grossolana (> 0,001 mm) e la frazione limosa. I risultati ottenuti per i suoli soddy-podzolici della Siberia sono presentati nella Tabella 2 (sono riportati gli indicatori corrispondenti per i suoli imbianchiti di Primorye.

L'intero profilo dei suoli studiati è abbastanza nettamente suddiviso in quattro zone: cumulativa (orizzonte A1), eluviale (orizzonti A2 e Bh), illuviale (orizzonti B1, B2 e BC) e roccia madre (orizzonte C), rispetto alla quale tutti i calcoli in Tabella 2. Tale suddivisione consente una valutazione più contrastante dell'essenza e della direzione dei processi di trasformazione della composizione materica all'interno di uno specifico profilo del suolo e una valutazione complessiva dell'equilibrio della composizione materica.

Tavolo 2

I principali indicatori dell'equilibrio della composizione materiale del carbonato residuo soddy-podzolic

suoli relativi alla roccia madre, kg/m3

Gori- Elementi meccanici Contenuto in terra grossa Contenuto in frazione argillosa

Terra grossa Il SiO2 AI2O3 Fe2O3 SiO2 AI2O3 Fe2O3

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

Sezione 6-73 Podzolic forte e fradicio

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

BC 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

Sezione 9-73 Soddy-debolmente podzolic

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

BC 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

Nota. 1 - valori iniziali; 2 - contenuto attualmente.

La tabella 2 mostra che la direzione e l'intensità dei processi di trasformazione della composizione materiale delle coppie di suoli “correlate” sono tutt'altro che univoche. Nella zona eluviale del profilo di terreno fortemente podzolico si accumulano frazioni di terra grossolana rispetto alla roccia madre (+46 kg/m3) e si rimuove il limo (-101 kg). Nella zona illuviale di questi suoli, invece, viene asportata terra grossolana (-38 kg) e si accumula limo (+50 kg). Il saldo totale della terra grossolana nel suo insieme lungo il profilo è chiaramente neutro (+5 kg), tenendo conto di una certa convenzionalità delle componenti degli indicatori calcolati. Il saldo totale dei fanghi è negativo -64 kg.

Nel terreno fradicio-debolmente podzolico in tutte le zone del profilo si osserva una diminuzione della proporzione di terra grossolana rispetto alla roccia madre, per un totale di -146 kg. L'accumulo di frazione argillosa (55 kg) è tipico solo per la parte illuviale e secondo questo indicatore gli orizzonti B sia dei suoli fortemente podzolici che debolmente podzolici sono praticamente vicini, 50–55 kg/m3, ma l'accumulo totale di limo negli orizzonti B prevale sull'allontanamento dalla zona di accumulo eluviale (+25 kg).

Pertanto, in terreni con diversi gradi di podzolicità, la natura della ridistribuzione degli elementi meccanici è diversa sia nella direzione che negli indicatori quantitativi. In un terreno fortemente podzolico si ha una più potente rimozione del limo dagli orizzonti superficiali oltre il profilo del suolo, mentre in un terreno debolmente podzolico, al contrario, si osserva una debole rimozione del limo con un'intensa rimozione di terra grossolana da quasi il tutto lo spessore del profilo del terreno.

Nel terreno bruno-sbiancato di Primorye (BO), la direzione dei processi di ridistribuzione degli elementi meccanici è dello stesso tipo del terreno fortemente podzolico, ma l'intensità (contrasto) è molto più elevata. Quindi, l'accumulo di terra grossolana nelle montagne. A2 era di 100 kg e la rimozione dallo strato illuviale era di 183, che è -81 kg in totale, a +5 in terreno fortemente podzolico. La rimozione del limo è attivamente in corso lungo tutta la parte eluviale-accumulativa del profilo (-167 kg), e il suo accumulo negli orizzonti B è di soli 104 kg. Il bilancio totale del limo nel suolo BP è di -63 kg, che è quasi identico al suolo fortemente podzolico. Nel terreno a prato gley debolmente imbiancato (LHb) la direzione dei processi di ridistribuzione degli elementi meccanici è pressoché la stessa che nel terreno BS, ma l'intensità è molto più bassa, sebbene l'equilibrio totale degli elementi sia abbastanza vicino e addirittura superi il indice del terreno più imbiancato.

Di conseguenza, l'intensità del processo di imbianchimento non è realmente correlata alla natura della ridistribuzione degli elementi meccanici, sebbene i suoli bruno-imbianchiti siano molto più antichi e abbiano superato in passato lo stadio dei suoli a gley di prato.

Analizzando la partecipazione totale ed individuale degli ossidi basici (NiO2, AI2O3, Fe2O3) nella composizione materica delle terre grossolane e dei limo delle singole zone del profilo pedologico delle sezioni relative alla roccia madre, si possono individuare le seguenti caratteristiche e regolarità.

Nell'orizzonte A1 di terreno fortemente podzolico, con la rimozione di 3 kg di terra grossolana, la quantità di ossidi è di 1,6 kg; nella parte eluviale del profilo la somma degli ossidi basici è 11 kg maggiore della massa della terra grossolana, mentre nella parte illuviale, al contrario, la massa della terra grossolana è 14 kg maggiore della somma degli ossidi.

Nell'orizzonte dell'humus del terreno leggermente podzolico, la quota di terra grossolana è di 4 kg in più rispetto al contenuto totale di ossidi, nella zona eluviale questo eccesso era di 10 kg e nella parte illuviale - 20 kg.

Negli orizzonti A1 e A2 dei brividi di Primorye, la massa della terra grossolana praticamente coincide con la massa degli ossidi basici e negli orizzonti B supera di quasi 50 kg. Nella parte eluviale-accumulativa del profilo del terreno prativo gley debolmente imbiancato, si conserva la regolarità, cioè la massa di terra grossolana coincide con la massa di ossidi, e negli orizzonti illuviali B è di 20 kg in più.

Nella valutazione dei valori analizzati, la ridistribuzione degli elementi meccanici e degli ossidi basici della composizione materica del suolo è di grande importanza per lo spessore dello strato calcolato, pertanto, per un confronto reale della direzione e dell'intensità dei processi, il risultato ottenuto i valori di equilibrio dovrebbero essere ridotti a uno strato uguale di spessore. Tenendo conto del basso spessore dell'orizzonte di humus dei terreni vergini podzolici, lo strato calcolato non può essere superiore a 5 cm I risultati di tali ricalcoli sono riportati nella tabella 3.

I risultati del ricalcolo a parità di spessore dello strato di suolo analizzato mostrano chiaramente la differenza fondamentale nella ridistribuzione della composizione materica dei suoli soddy-podzolici della Siberia e dei suoli imbianchiti di Primorye, a seconda del grado di espressione dei principali processi di formazione del suolo.

Tabella 3

Equilibrio di elementi meccanici e ossidi basici (kg) nello strato calcolato 5x100x100 cm

rispetto alla roccia madre

Strato, orizzonti Elementi meccanici Terre grossolane (> 0,001) Frazione limosa (<0,001)

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

Terreno fortemente podzolico

A1 -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

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

Terreno leggermente podzolico

A1 -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

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

Terreno bruno sbiancato

A1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

A2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

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

Prato gley terreno leggermente sbiancato

A1 -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

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

In particolare, solo nei suoli debolmente podzolici si ha una massima rimozione di terra grossolana su tutto il profilo rispetto alla roccia originaria. Il massimo cade all'orizzonte dell'humus. L'accumulo di terra grossolana nella parte eluviale del profilo del suolo sbiancato è 2-3 volte superiore rispetto al suolo fortemente podzolico.

In tutte le sezioni analizzate si ha un'intensa rimozione del limo dall'orizzonte dell'humus: da 16 kg nei terreni podzolici a 19-22 in quelli imbianchiti. Nella parte eluviale del profilo, la rimozione del limo è leggermente inferiore ed è quasi la stessa per tutte le sezioni (13–17 kg). L'unica eccezione è la sezione del terreno debolmente podzolico, dove la rimozione del limo è minima - 1,3 kg. Nella parte illuviale del profilo di tutte le sezioni, il limo si accumula da 2 a 5 kg per 5 cm di strato di terreno, che è assolutamente disuguale alla sua rimozione dagli strati sovrastanti.

La maggior parte dei ricercatori di suoli podzolici e correlati è incline a credere che il criterio principale per la decomposizione del limo (podzolizzazione) o la sua uniformità di profilo (lessificazione) sia l'indicatore del rapporto molecolare SiO2 / R2O3, sebbene vi siano contraddizioni. In particolare, S.V. Zonn et al. sottolineano che in condizioni di frequenti cambiamenti nelle condizioni riducenti e ossidanti, tipiche di Primorye, si verifica un cambiamento significativo non nella luce, ma in grandi frazioni della composizione granulometrica dei suoli, e soprattutto nel contenuto di ferro , che, una volta rilasciato, passa in uno stato segregato. E questa, secondo gli autori, è la differenza fondamentale tra la chimica dei suoli bruno-sbiancati e dei suoli soddy-podzolici.

Sulla base di queste disposizioni, abbiamo confrontato i rapporti molecolari SiO2/R2O3 e AI2O3/Fe2O3 nella “terra grossolana” e nel limo delle sezioni, assumendo il loro valore nella roccia madre pari al 100%. Naturalmente un valore inferiore al 100% indica un accumulo relativo di sesquiossidi in una certa parte del profilo del suolo e, viceversa, un valore superiore al 100% indica una loro diminuzione. I dati ottenuti sono presentati nella tabella 4.

L'analisi dei dati in Tabella 4 permette di notare che, a giudicare dal rapporto SiO2/R2O3 della frazione argillosa, non si riscontrano differenze significative tra gli orizzonti dei suoli podzolici (± 7%). Nelle sezioni dei terreni imbiancati, questa tendenza persiste, ma il livello di espansione dei rapporti molecolari negli orizzonti A1 e A2 raggiunge il 15–25%, a seconda del grado di imbianchimento.

Il valore del rapporto AI2O3/Fe2O3 nella frazione argillosa della sezione dei terreni debolmente podzolici e fortemente imbiancati è realmente stabile su tutti gli orizzonti e, al contrario, differisce significativamente da quello dei terreni fortemente podzolici e

terreni debolmente imbiancati. Cioè, è impossibile trarre una conclusione univoca sul grado di differenziazione del limo a seconda della gravità del processo principale di podzolizzazione o sbiancamento nelle sezioni in esame.

Tabella 4

Analisi dell'entità dei rapporti molecolari rispetto alla roccia madre

Terreni fangosi-podzolici Terreni sbiancati

forte-debole-forte-debole-

podzolic podzolic sbiancato sbiancato

Orizzonte 3 O3 2 SI /2 o s/e 3 O3 2 1_1_ /3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s/e 3 O3 2 1_1_ /3 O3 s 3 O3 2 SI 2 o s/e 3 O3 2 1_1_ / 3 O3 s 3 O3 2 si 2 o s / e 3 O3 2 1_1_ /3 O3<

Frazioni di "terreno grossolano" (> 0,001 mm)

A1 103 55 109 110 108 97 100 100

A2 104 64 126 110 115 87 112 105

B 97 64 138 160 101 87 80 103

C 100 100 100 120 100 100 100 100

Frazioni "limo" (< 0,00" мм)

A1 110 131 107 94 126 104 124 120

A2 107 120 107 97 115 98 103 122

B 100 108 93 100 100 102 100 107

C 100 100 100 100 100 100 100 100

Il rapporto A12O3 / Pb20s in terreni grossolani è leggermente più pronunciato nel profilo di terreni fortemente podzolici (-40; -45%) e sbiancanti -13%. Nei profili pedologici del tipo ESP debolmente pronunciato, questo rapporto ha un andamento positivo opposto (+5; +10%), e la massima deviazione dalla roccia madre (+60%) è nell'orizzonte B del suolo debolmente podzolico .

Pertanto, né i dati iniziali sulla composizione del materiale, né i tentativi di analizzarli utilizzando vari indicatori calcolati hanno rivelato differenze chiaramente pronunciate sia tra i tipi di suolo podzolici e sbiancati, sia a seconda del grado di gravità del tipo principale di processo elementare di formazione del suolo, in in questo caso, formazione di podzol e lessivage. .

Ovviamente, le differenze fondamentali nella loro manifestazione sono dovute a processi e fenomeni più dinamici associati alla formazione dell'humus, allo stato fisico e chimico e ai processi redox.

Letteratura

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UDC 631.4:551.4 EO Makushkin

DIAGNOSI DEI SUOLI DEL DELTA SUPERIORE SELENG*

L'articolo presenta la diagnostica dei suoli nel corso superiore del delta del fiume. Selenga sulla base delle proprietà morfogenetiche e fisico-chimiche dei suoli.

Parole chiave: delta, suolo, diagnostica, morfologia, reazione, contenuto di humus, tipo, sottotipo.

E.O.Makushkin DIAGNOSTICA DEI SUOLI NEL DELTA DEL FIUME SELENGA RAGGIUNGI SUPERIORI

Nell'articolo viene presentata la diagnostica dei suoli nel corso superiore del delta del fiume Selenga sulla base delle proprietà morfogenetiche, fisiche e chimiche dei suoli.

Parole chiave: delta, suolo, diagnostica, morfologia, reazione, contenuto di humus, tipo, sottotipo.

Introduzione. L'unicità del delta del fiume Selenga è che è l'unico ecosistema deltizio di acqua dolce al mondo con una superficie di oltre 1mila km2, incluso nell'elenco dei siti naturali appositamente protetti della Convenzione di Ramsar. Pertanto, è interessante studiare i suoi ecosistemi, compresi quelli del suolo.

In precedenza, alla luce della nuova classificazione dei suoli in Russia, abbiamo diagnosticato i suoli di aree elevate della pianura alluvionale terrazzata e della grande isola (isola) di Sennaya nella parte media del delta, piccole e grandi isole della parte periferica del delta.

Obbiettivo. Effettuare la diagnostica di classificazione dei suoli nella parte superiore del delta, tenendo conto della presenza di un certo contrasto nel paesaggio e delle specificità dell'influenza dei fattori naturali e climatici sulla formazione del suolo.

Oggetti e metodi. Oggetto della ricerca erano i suoli alluvionali del corso superiore del delta del fiume. Selenga. I siti chiave erano rappresentati nel vicino canale e nella pianura alluvionale centrale del letto del fiume principale vicino al villaggio (villaggio) di Murzino, distretto di Kabansky della Repubblica di Buriazia, nonché su isole con nomi locali: Abitazione (di fronte al villaggio di Murzino) , Svinyachiy (800 m dal villaggio di Murzino a monte).

Nel lavoro sono stati utilizzati metodi comparativi geografici, fisico-chimici e morfogenetici. La posizione di classificazione dei suoli è data secondo. Sotto l'aspetto metodologico, tenuto conto dei requisiti, il lavoro si concentra principalmente sulle proprietà morfogenetiche e fisico-chimiche degli orizzonti superiori dell'humus. La numerazione degli orizzonti sepolti è stata effettuata, partendo dal fondo del profilo del suolo, con numeri romani maiuscoli, come è consuetudine nello studio della formazione del suolo nelle pianure alluvionali dei fiumi.

Risultati e discussione. Circa con. Murzino, sono stati posati alcuni tagli di terreno. I primi tre tratti di terreno sono stati posati lungo il transetto in aree dalla facies di pianura antistante la diga artificiale, direttamente in prossimità del paese in direzione del canale principale sinistro del fiume Selenga, formatosi in

Materiale d'esame

Biglietto numero 6.

1. La zonizzazione è il principale metodo di ricerca geografica: cos'è un distretto, i principali fattori nella formazione dei distretti, l'importanza della zonizzazione, i segni di zonizzazione e le tipologie di distretti.

2.Studio dei tipi di zonizzazione dei territori della Russia.

Biglietto numero 7.

1. La struttura amministrativo-territoriale della Russia: qual è la divisione amministrativo-territoriale e le sue funzioni principali, federazione, soggetti della federazione e principi della loro assegnazione, distretti federali.

2. Stabilire la composizione dei distretti federali della Russia.

Biglietto numero 8.

1. Condizioni naturali e risorse della Russia: cosa sono le condizioni naturali e naturali

risorse, tipi di risorse naturali.

2.0 valutazione delle condizioni naturali e delle risorse della regione naturale della Russia.

Biglietto numero 9.

1. Rilievo della Russia: caratteristiche principali, montagne e pianure.

2. Stabilire la dipendenza della distribuzione delle maggiori morfologie dalle caratteristiche strutturali della crosta terrestre.

Biglietto numero 10.

1. Risorse minerarie della Russia e loro utilizzo: distribuzione dei minerali in Russia, tipi di risorse minerarie per stato aggregato e uso industriale, posizione della Russia nel mondo in termini di valore e riserve minerarie.

2. Esplora le caratteristiche della distribuzione delle risorse minerarie in Russia.

Biglietto numero 11.

1. La crosta terrestre e l'uomo: l'influenza della crosta terrestre e dei processi geologici che in essa si verificano sulla vita e l'attività economica delle persone; l'impatto dell'attività economica umana sulla superficie della crosta terrestre e la struttura della sua parte superiore.

2. Studiare le caratteristiche della manifestazione delle forze interne della Terra sul territorio della Russia.

Biglietto numero 12.

1. Clima della Russia: fattori che influenzano la formazione del clima russo, l'impatto della posizione geografica e differenze significative nella quantità di radiazione solare totale sulla temperatura dell'aria e l'intensità dei processi naturali tra le regioni settentrionali e meridionali del paese.

2. Analizzare la distribuzione della radiazione solare totale e del bilancio di radiazione sul territorio della Russia

Biglietto numero 13.

1. Il clima della Russia: l'influenza delle caratteristiche dei rilievi sul clima della Russia, i tipi di masse d'aria in Russia e il loro impatto sul clima di diverse parti del paese, il massimo asiatico e la sua influenza sul territorio della Russia.

2. Determinare i tipi di clima in base alla descrizione e stabilire la città (oggetto geografico) che si trova in questo tipo di clima utilizzando i climatogrammi

Biglietto numero 14.

1. Clima della Russia: distribuzione delle temperature dell'aria, delle precipitazioni atmosferiche e dell'umidità sul territorio della Russia.

2. Stabilire somiglianze e differenze nella distribuzione della temperatura dell'aria estiva e invernale e identificare le caratteristiche dell'umidità in diverse parti della Russia.

Biglietto numero 15.

1. Zone e regioni climatiche: indicatori delle differenze e caratteristiche principali del clima delle zone climatiche e delle regioni della Russia.

2. Analisi dei principali indicatori dei tipi climatici in Russia.

Biglietto numero 16.

1. Fronti atmosferici, cicloni e anticicloni: come si formano e influiscono sul tempo.

2. Determinare il tipo di tempo in base alle caratteristiche.

Biglietto numero 17.

4. Specificare i soggetti della Federazione Russa con la più alta crescita naturale della popolazione. Con cosa è collegato?

Biglietto numero 24.

2. Esplora le caratteristiche della piramide dell'età e del sesso della Russia (vedi atlante, p. 22).

"Assistente"

1. In che modo le tracce dei grandi sconvolgimenti sociali vissuti dalla Russia nel 20° secolo si riflettono sulla moderna piramide di genere ed età?

2. Determinare in quali fasce di età della popolazione si osserva il maggior eccesso di donne sugli uomini?

3. Quale percentuale della popolazione del paese è composta da uomini e donne? Quali sono le cause dello squilibrio di genere?

Biglietto numero 25.

2. Esplora le caratteristiche della composizione etnica, linguistica e religiosa della popolazione della parte europea della Russia (vedi atlante, pp. 24-25).

"Assistente"

1. Determina quali popoli abitano la parte europea della Russia? A quali famiglie e gruppi linguistici appartengono?

2. Quali sono i popoli che vivono qui tra i più grandi (più di 1 milione di persone)? Determina le regioni più multinazionali della parte europea della Russia.

4. In quali soggetti di questa parte della Federazione Russa prevalgono i popoli indigeni?

5. Quali famiglie e gruppi linguistici sono i più grandi e quali i più piccoli?

b. Determina quali religioni sono professate dalla popolazione della parte europea della Russia? Quale di questi è il più comune tra i credenti?

7. Stabilire le principali aree di distribuzione dell'Islam e del Buddismo - Il lamaismo ei popoli che professano queste religioni.

8. Come spiegare la diversità di popoli, lingue e religioni della parte europea della Russia?

Biglietto numero 26.

2. Esplorare i cambiamenti nella densità di popolazione all'interno della principale zona di insediamento della Russia (vedi atlante, pp. 22-23).

"Assistente"

1. Determinare le aree del paese con la più alta densità di popolazione.

2. Impostare il valore della densità di popolazione prevalente nella parte europea del paese. Dov'è massimo e minimo?

H. Come stanno cambiando le densità di popolazione nell'area tra Tyumen e Irkutsk?

4. Quale densità di popolazione prevale nell'area da Ulan-Ude a Vladivostok?

5. Confronta le carte "Favorevolezza delle condizioni naturali per la vita delle persone" e

"Posizionamento della popolazione" e formulare una conclusione.

Biglietto numero 27.

2. Esplora le caratteristiche della posizione delle città sul territorio della Russia (vedi atlante p. 22-

"Assistente"

1. Determina quale parte della Russia (europea o asiatica) ha più città?

2. Conta il numero di città milionari, le città più grandi e più grandi nelle parti europee e asiatiche della Russia e formula una conclusione.

3. Stabilire come il numero di città con una popolazione di oltre 500 mila persone sia correlato alla principale zona di insediamento e alle condizioni naturali favorevoli per la vita delle persone.

4. Determinare come è cambiata la moderna popolazione urbana della Russia? Con cosa è collegato?

Biglietto numero 28.

2. Esplora le differenze geografiche nella crescita migratoria (perdita) della popolazione sul territorio della Russia (vedi atlante p. 25).

"Assistente"

1. Determinare i soggetti della Federazione Russa con il più alto tasso di crescita migratoria.

2. Impostare i soggetti della Federazione Russa con la perdita di migrazione.

H. Formulare una conclusione ragionevole sulle cause dei moderni flussi migratori sul territorio della Russia.

Considerato presso l'Associazione metodologica e raccomandato per l'esame di geografia "Russia: natura, popolazione, economia", voto 8.

Il ruolo di formazione dei rilievi dei movimenti tettonici verticali di ordine superiore risiede anche nel fatto che essi controllano la distribuzione delle aree occupate da terra e mare (causano trasgressioni e regressioni marine), determinano la configurazione dei continenti e degli oceani.

La distribuzione delle aree occupate da terra e mare, così come la configurazione dei continenti e degli oceani, è nota per essere la causa principale del cambiamento climatico sulla superficie terrestre. Di conseguenza, i movimenti verticali non hanno solo un effetto diretto sul rilievo, ma anche indirettamente, attraverso il clima, il cui effetto sul rilievo è stato discusso sopra (Capitolo 4).

RUOLO FORMATORE DI RILIEVO DEGLI ULTIMI MOVIMENTI TETTONICI DELLA CROSTA TERRESTRE

Nei capitoli precedenti abbiamo discusso il riflesso delle strutture geologiche nel rilievo e l'influenza sul rilievo di vari tipi di movimenti tettonici, indipendentemente dal tempo di manifestazione di questi movimenti.

È ormai accertato che il ruolo principale nella formazione dei tratti principali del rilievo moderno di origine endogena appartiene al cosiddetto ultima tettonica

Riso. 12. Schema degli ultimi movimenti tettonici (Neogene-Quaternario) sul territorio dell'URSS (secondo, notevolmente semplificato): / - aree di movimenti positivi molto debolmente espressi; 2-aree di movimenti lineari positivi debolmente espressi; 3 - aree di intenso sollevamento della cupola; 4 - aree di sali e scendi lineari debolmente pronunciati; 5 - aree di intenso sollevamento lineare con forti (o) e significative (b) pendenze di movimenti verticali; 6 - aree di cedimento emergente (a) e prevalente (b); 7-confine di aree di forti terremoti (7 punti e più); c - confine di manifestazione del vulcanismo Neogene-Quaternario; 9 - confine di distribuzione degli operatori

dvizeniyam, grazie al quale la maggior parte dei ricercatori comprende i movimenti che hanno avuto luogo nel periodo neogene-quaternario. Ciò è dimostrato in modo abbastanza convincente, ad esempio, dal confronto tra la mappa ipsometrica dell'URSS e la mappa dei recenti movimenti tettonici (Fig. 12). Pertanto, le aree con movimenti tettonici positivi verticali debolmente pronunciati nel rilievo corrispondono a pianure, altipiani bassi e altipiani con una sottile copertura di depositi quaternari: la pianura dell'Europa orientale, una parte significativa della pianura siberiana occidentale, l'altopiano di Ustyurt, la Siberia centrale Altopiano.

Le aree di intenso cedimento tettonico, di regola, corrispondono a pianure con uno spesso spessore di sedimenti neogene-quaternari: la pianura del Caspio, una parte significativa della pianura di Turan, la pianura della Siberia settentrionale, la pianura di Kolyma, ecc. Le montagne corrispondono ad aree di movimenti tettonici intensi e prevalentemente positivi: il Caucaso, il Pamir, il Tien Shan, le montagne del Baikal e della Transbaikalia, ecc.

Di conseguenza, il ruolo di rilievo degli ultimi movimenti tettonici si è manifestato principalmente nella deformazione della superficie topografica, nella creazione di rilievi positivi e negativi di vario ordine. Attraverso la differenziazione della superficie topografica, gli ultimi movimenti tettonici controllano la localizzazione sulla superficie terrestre di aree di rimozione e accumulo e, di conseguenza, aree a predominanza di denudazione (elaborata) e rilievo cumulativo. La velocità, l'ampiezza e il contrasto degli ultimi movimenti influiscono in modo significativo sull'intensità della manifestazione dei processi esogeni e si riflettono anche nella morfologia e morfometria del rilievo.

L'espressione nel rilievo moderno delle strutture create dai movimenti neotettonici dipende dal tipo e dalla natura dei movimenti neotettonici, dalla litologia degli strati deformabili e da condizioni fisiche e geografiche specifiche. Alcune strutture si riflettono direttamente nel rilievo, al posto di altre si forma un rilievo invertito, al posto del terzo - vari tipi di forme transitorie dal rilievo diretto a quello invertito. La varietà dei rapporti tra rilievo e strutture geologiche è particolarmente caratteristica delle piccole strutture. Le grandi strutture, di regola, trovano espressione diretta nel rilievo.

Si chiamano morfologie che devono la loro origine a strutture neotettoniche morfostrutture. Allo stato attuale, non esiste un'interpretazione univoca del termine "morfostruttura" né in termini di scala delle forme, né in termini di natura della corrispondenza tra la struttura e la sua espressione in rilievo. Alcuni ricercatori comprendono per morfostrutture sia dirette che invertite e qualsiasi altro rilievo sorto nel sito di una struttura geologica, mentre altri comprendono solo il rilievo diretto. Il punto di vista di quest'ultimo è forse più corretto. Per morfostrutture chiameremo morfologie di diverse scale, il cui aspetto morfologico corrisponde in gran parte ai tipi di strutture geologiche che le hanno create.

I dati attualmente a disposizione della geologia e della geomorfologia indicano che la crosta terrestre subisce deformazioni quasi ovunque e di diversa natura: sia oscillatorie, sia pieghevoli, e rotti. Quindi, ad esempio, attualmente, il territorio di Fennoscandia e una parte significativa del territorio del Nord America, adiacente alla Baia di Hudson, stanno subendo un aumento. I tassi di aumento di questi territori sono molto significativi. A Fennoscandia sono 10 mm all'anno (i contrassegni del livello del mare fatti nel 18° secolo sulle rive del Golfo di Botnia sono rialzati rispetto al livello attuale di 1,5-2,0 m).

Le coste del Mare del Nord all'interno dell'Olanda e delle zone limitrofe stanno affondando, costringendo gli abitanti a costruire dighe per proteggere il territorio dall'insorgere del mare.

Intensi movimenti tettonici sono vissuti da aree di piegatura alpina e moderne cinture geosinclinali. Secondo i dati disponibili, le Alpi sono aumentate di 3-4 km durante il Neogene-Quaternario, il Caucaso e l'Himalaya sono aumentati solo di 2-3 km durante il Quaternario e il Pamir di 5 km. Sullo sfondo dei sollevamenti, alcune aree all'interno delle aree di ripiegamento alpino subiscono un intenso cedimento. Così, sullo sfondo del sollevamento del Grande e del Piccolo Caucaso, la pianura di Kuro-Araks racchiusa tra di loro sperimenta un intenso cedimento. Testimonianza dei movimenti multidirezionali qui esistenti è la posizione delle coste dei mari antichi, predecessori del moderno Mar Caspio. I sedimenti costieri di uno di questi mari - la tarda Baku, il cui livello si trovava ad un'altezza assoluta di 10--12 m, sono attualmente tracciati all'interno del periclinale sud-orientale del Grande Caucaso e sulle pendici dei Monti Talysh ad altitudini assolute di + 200-300 m, e all'interno della pianura Kuro-Araks è stata aperta da pozzi ad altitudini assolute di meno 250-300 m. Si osservano intensi movimenti tettonici all'interno delle dorsali oceaniche.

La manifestazione dei movimenti neotettonici può essere giudicata da caratteristiche geomorfologiche numerose e molto diverse. Eccone alcuni: a) la presenza di terrazzi marittimi e fluviali, la cui formazione non è associata all'impatto del cambiamento climatico; b) deformazioni di terrazzi marini e fluviali e superfici antiche di allineamento di denudazione; c) barriere coralline profondamente sommerse o molto elevate; d) le forme marine costiere allagate e alcune sorgenti carsiche subacquee, la cui posizione non può essere

spiegare con fluttuazioni eustatiche1 nel livello dell'Oceano Mondiale o altri motivi;

e) antecedenti valli formate a seguito della segatura da parte del fiume di un'altura tettonica che si verifica sul suo percorso: una piega o blocco anticlinale (Fig. 13),

La manifestazione dei movimenti neotettonici può anche essere giudicata da una serie di segni indiretti. Le morfologie fluviali sono sensibili a loro. Pertanto, le aree soggette a sollevamenti tettonici sono solitamente caratterizzate da un aumento di densità e profondità.

smembramento erosivo rispetto a territori tettonicamente stabili o sperimentando l'immersione. In tali aree cambia anche l'aspetto morfologico delle forme erosive: le valli di solito si restringono, i pendii diventano più ripidi, c'è un cambiamento nel profilo longitudinale dei fiumi e bruschi cambiamenti nella direzione del loro flusso in pianta, che non possono essere spiegati da altri motivi , ecc. Esiste quindi una stretta relazione tra la natura e l'intensità degli ultimi movimenti tettonici e la morfologia del rilievo. Questa connessione consente un ampio uso dei metodi geomorfologici nello studio dei movimenti neotettonici e della struttura geologica della crosta terrestre.

1 Le fluttuazioni eustatiche sono cambiamenti lenti nel livello dell'Oceano Mondiale, che si verificano simultaneamente e con lo stesso segno sull'intera area dell'oceano a causa di un aumento o una diminuzione del flusso d'acqua nell'oceano.

Oltre agli ultimi movimenti tettonici, ci sono i cosiddetti dvi modernozeniya, in base al quale, secondo

Comprendi i movimenti in tempo storico e che si manifesta ora. L'esistenza di tali movimenti è testimoniata da molti dati storici e archeologici, nonché da dati di ripetuti livellamenti. Le elevate velocità di questi movimenti rilevate in un certo numero di casi impongono l'urgente necessità di tenerne conto nella costruzione di strutture a lungo termine: canali, oleodotti e gasdotti, ferrovie, ecc.

CAPITOLO 6 MAGMATISMO E FORMAZIONE A RILIEVO

Il magmatismo svolge un ruolo importante e molto diversificato nella formazione dei rilievi. Questo vale sia per il magmatismo intrusivo che effusivo. Le forme in rilievo associate al magmatismo intrusivo possono essere sia il risultato dell'influenza diretta di corpi ignei (batoliti, laccoliti, ecc.), sia il risultato della preparazione di rocce ignee intrusive, che, come già accennato, sono spesso più resistenti alle forze esterne rispetto alle rocce ospiti, le loro rocce sedimentarie.

I batoliti sono spesso confinati alle parti assiali dell'anticlina. Formano grandi forme a rilievo positivo, la cui superficie è complicata da forme più piccole, che devono il loro aspetto all'influenza di vari agenti esogeni, a seconda di specifiche condizioni fisiche e geografiche.

Esempi di batoliti granitici piuttosto grandi sul territorio dell'URSS sono un massiccio nella parte occidentale della catena dello Zeravshan in Asia centrale (Fig. 14), un grande massiccio nella catena del Konguro-Alagez in Transcaucasia.

I laccoliti si presentano singolarmente o in gruppi e sono spesso espressi in rilievo con forme positive a forma di cupole "li" pani. Famosi laccoliti del Caucaso settentrionale

Riso. 15. Laccoliti di Mineralnye Vody, Caucaso settentrionale (fig.)

(Fig. 15) nell'area della città di Mineralnye Vody: le montagne di Beshtau, Lysaya, Zheleznaya, Zmeinaya e altre Laccoliti tipici, ben espressi nel rilievo, sono noti anche in Crimea (montagne Ayu- Dag, Kastel).

I laccoliti e altri corpi intrusivi hanno spesso rami simili a vene chiamati apofisi. Hanno tagliato le rocce ospiti in diverse direzioni. Le apofisi preparate sulla superficie terrestre formano corpi stretti, verticali o che scendono ripidamente, simili a pareti che crollano (Fig. 16.5- B). Le intrusioni di strati sono espresse in rilievo sotto forma di gradini simili a gradini strutturali formatisi a seguito della denudazione selettiva nelle rocce sedimentarie (Fig. 16, L-L). Le intrusioni di fogli preparati sono diffuse all'interno dell'altopiano siberiano centrale, dove sono associate all'intrusione di rocce. formazione di trappole 1.

I corpi magmatici complicano le strutture piegate e il loro riflesso nel rilievo. Chiaramente nel rilievo si riflettono le formazioni associate all'attività del magmatismo effusivo, o vulcanismo, che crea un rilievo del tutto unico. Il vulcanismo è un oggetto di studio di una scienza geologica speciale: la vulcanologia, ma un certo numero di aspetti della manifestazione del vulcanismo sono di diretta importanza per la geomorfologia.

A seconda della natura delle aperture di uscita, si distinguono le eruzioni areale, lineare e centrale. Le eruzioni areali portarono alla formazione di vasti altipiani lavici. I più famosi sono gli altipiani lavici della Columbia Britannica e del Deccan (India).

Riso. 16. Organismi intrusivi preparati: MA-MA- intrusione plastovan (davanzale); B-B vena secante (argine)

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Nella moderna era geologica, il tipo più comune di attività vulcanica è il tipo centrale di eruzioni, in cui il magma scorre dall'interno alla superficie verso determinati "punti", solitamente situati all'intersezione di due o più faglie. Il flusso di magma avviene attraverso uno stretto canale di alimentazione. I prodotti dell'eruzione si depositano periclinalmente (cioè con una caduta in tutte le direzioni) rispetto all'uscita del canale di alimentazione in superficie. Pertanto, una forma cumulativa più o meno significativa, il vulcano stesso, sorge solitamente al di sopra del centro dell'eruzione (Fig. 17).

In un processo vulcanico, si possono quasi sempre distinguere tra due stadi: esplosivo, o esplosivo ed eruttivo, o lo stadio di espulsione e accumulo di prodotti vulcanici. Il percorso simile a un canale verso la superficie irrompe nella prima fase. Il rilascio di lava in superficie è accompagnato da un'esplosione. Di conseguenza, la parte superiore del canale si espande come un imbuto, formando una forma in rilievo negativa: un cratere. La successiva fuoriuscita di lava e l'accumulo di materiale piroclastico avvengono lungo la periferia di questa forma negativa. A seconda dello stadio dell'attività del vulcano, nonché della natura dell'accumulo di prodotti eruttivi, si distinguono diversi tipi morfogenetici di vulcani: maar, cupole estrusive, vulcani a scudo, stratovulcani.

Maar- morfologia negativa, generalmente a forma di imbuto o cilindrica, formatasi a seguito di un'esplosione vulcanica. Non ci sono quasi accumuli vulcanici lungo i bordi di tale depressione. Tutti i maar attualmente conosciuti sono formazioni reliquie non attive. Grande numero Maar è descritto nella regione dell'Eifel in Germania, nel Massiccio Centrale in Francia. La maggior parte dei maar in un clima umido si riempiono d'acqua e si trasformano in laghi. Dimensioni Maar - da 200 m a 3,5 km di diametro a una profondità da 60 a 400 m

Riso. 17. Coni vulcanici. Sono ben visibili crateri e barrancos sui pendii

Napoli "href="/text/category/neapolmz/" rel="bookmark">Napoli) è sorta in pochi giorni letteralmente dal nulla ed è attualmente una collina alta fino a 140 m. Le strutture vulcaniche più grandi sono stratovulcano. La struttura degli stratovulcani coinvolge sia strati di lave che strati di materiale piroclastico. Molti stratovulcani hanno una forma conica quasi regolare: Fujiyama in Giappone, sali di Klyuchevskaya e Kronotskaya in Kamchatka, Popokatepetl in Messico, ecc. (vedi Fig. 17). Tra queste formazioni non sono rare montagne alte 3-4 km. Alcuni vulcani raggiungono i 6 km. Molti stratovulcani portano neve eterna e ghiacciai sulle loro cime.

Molti vulcani estinti o temporaneamente inattivi hanno crateri occupati da laghi.

Molti vulcani hanno i cosiddetti caldere. Questi sono crateri molto grandi, attualmente inattivi, e i crateri moderni si trovano spesso all'interno della caldera. Sono note caldere fino a 30 km di diametro. Sul fondo delle caldere, il rilievo è relativamente uniforme; i lati delle caldere rivolti verso il centro dell'eruzione sono sempre molto ripidi. La formazione di caldere è associata alla distruzione della bocca vulcanica da forti esplosioni. In alcuni casi, la caldera ha un'origine fallita. Nei vulcani estinti, l'espansione della caldera può anche essere associata all'attività di agenti esogeni.

Un particolare rilievo è formato dai prodotti liquidi delle eruzioni vulcaniche. La lava eruttata dai crateri centrali o laterali scorre lungo i pendii sotto forma di ruscelli. Come già accennato, la fluidità della lava è determinata dalla sua composizione. La lava molto spessa e viscosa ha il tempo di indurirsi e perdere mobilità anche nella parte alta del versante. A viscosità molto elevata, può solidificarsi nella bocca, formando una gigantesca "colonna di lava" o "dito di lava", come avvenne, ad esempio, durante l'eruzione del vulcano Pele in Martinica nel 1902. Di solito, una colata lavica si presenta come un pozzo appiattito che scende lungo il pendio, con un rigonfiamento molto pronunciato alla sua estremità. Le lave basaltiche possono dare origine a lunghi flussi che si estendono per molti chilometri e anche decine di chilometri e interrompere il loro movimento su una pianura o altopiano adiacente al vulcano, o all'interno del fondo piatto della caldera. I flussi di basalto lunghi 60-70 km non sono rari nelle isole Hawaii e in Islanda.

Le colate laviche di composizione liparitica o andesitica sono molto meno sviluppate. La loro lunghezza raramente supera diversi chilometri. In generale, per i vulcani che espellono prodotti di composizione acida o intermedia, una parte molto maggiore in volume è materiale piroclastico piuttosto che lavico.

Durante la solidificazione, la colata lavica viene prima ricoperta da una crosta di scorie. In caso di rottura della crosta in qualsiasi luogo, la parte non raffreddata della lava fuoriesce da sotto la crosta. Di conseguenza, si forma una cavità - lavagrotta, o grotta lavica. Quando il tetto della caverna crolla, si trasforma in una forma di rilievo superficiale negativa - lavoscivolo. Le depressioni sono molto caratteristiche dei paesaggi vulcanici della Kamchatka.

La superficie del torrente ghiacciato acquisisce una specie di microrilievo. I più comuni sono due tipi di microrilievo superficiale di colate laviche: a) microrilievo a blocchi e B) lava intestinale. Le colate laviche a blocchi sono un caotico cumulo di blocchi angolari o fusi con numerosi cedimenti e grotte. Tali forme grumose sorgono quando alto contenuto gas nella composizione delle lave e a una temperatura di flusso relativamente bassa. Le lave intestinali si distinguono per una bizzarra combinazione di onde ghiacciate, pieghe tortuose, in generale, che assomigliano davvero a "mucchi di intestini giganti o fasci di corde attorcigliate" (). La formazione di un tale microrilievo è caratteristica delle lave ad alta temperatura e un contenuto relativamente basso di componenti volatili.

Il rilascio di gas da un flusso di lava può avere il carattere di un'esplosione. In questi casi, le scorie vengono accumulate sotto forma di cono sulla superficie del flusso. Tali forme sono chiamate fucina. A volte sembrano pilastri alti fino a diversi metri. Con un rilascio più calmo e prolungato di gas e crepe nelle scorie, i cosiddetti fumarole. Un certo numero di prodotti di rilascio di fumarole condensano in condizioni atmosferiche e attorno al luogo in cui i gas fuoriescono si formano elevazioni simili a crateri, composte da prodotti di condensazione.

Con fessure e fuoriuscite areali di lava, vasti spazi sono, per così dire, pieni di lava. L'Islanda è un classico paese di eruzioni di fessure. Qui, la stragrande maggioranza dei vulcani e delle colate laviche è confinata in una depressione che taglia l'isola da sud-ovest e nord-est (il cosiddetto Great Graben d'Islanda). Qui si possono osservare lastre laviche distese lungo le faglie, nonché spaccature spaccate, non ancora completamente colmate di lava. Il vulcanismo delle fessure è anche caratteristico degli altopiani armeni. Più recentemente, si sono verificate eruzioni di fessure nell'Isola del Nord della Nuova Zelanda.

Il volume dei flussi di lava eruttati dalle fessure del Great Graben islandese raggiunge i 10-12 metri cubi. km. Grandiose effusioni areali si sono verificate nel recente passato in British Columbia, sull'altopiano del Deccan, nella Patagonia meridionale. Colate laviche fuse di età diverse formano qui altipiani continui con un'area fino a diverse decine e centinaia di migliaia di chilometri quadrati. Quindi l'altopiano lavico della Colombia ha un'area di oltre 500 mila chilometri quadrati e lo spessore delle lave che lo compongono raggiunge 1100-

1800 m Le lave riempirono tutte le forme negative del rilievo precedente, determinandone l'allineamento quasi perfetto. Attualmente l'altezza dell'altopiano va da 400 a 1800 m Le valli di numerosi fiumi scavano profondamente nella sua superficie. Sulle coperture laviche più giovani sono stati conservati microrilievi a blocchi, coni di cenere, grotte di lava e abbeveratoi.

Durante le eruzioni vulcaniche sottomarine, la superficie dei flussi magmatici eruttati si raffredda rapidamente. Una significativa pressione idrostatica della colonna d'acqua impedisce processi esplosivi. Di conseguenza, si forma una specie di microrilievo. sharoiformi, o cuscino, lava.

Le fuoriuscite di lava non solo formano morfologie specifiche, ma possono influenzare in modo significativo un rilievo già esistente. Quindi, le colate laviche possono interessare la rete fluviale, causarne la ristrutturazione. Bloccando le valli fluviali, contribuiscono a catastrofiche inondazioni o al prosciugamento della zona; la perdita dei suoi corsi d'acqua. Penetrando in riva al mare e qui solidificandosi, le colate laviche modificano i contorni della costa e formano uno speciale tipo morfologico delle coste marine.

L'effusione di lave e l'espulsione di materiale piroclastico provoca inevitabilmente la formazione di un deficit di massa nelle viscere della Terra. Quest'ultimo provoca un rapido cedimento di parti della superficie terrestre. In alcuni casi, l'inizio dell'eruzione è preceduto da un notevole sollevamento del terreno. Ad esempio, prima dell'eruzione del vulcano Usu sull'isola di Hokkaido, si è formata una grande faglia, lungo la quale una superficie di circa 3 km2 è aumentata di 155 m in tre mesi, e dopo l'eruzione si è abbassata di 95 m .

Parlando del ruolo di formazione del rilievo del magmatismo effusivo, va notato che durante le eruzioni vulcaniche possono verificarsi cambiamenti improvvisi e molto rapidi nel rilievo e nello stato generale dell'area circostante. Tali cambiamenti sono particolarmente importanti durante le eruzioni di tipo esplosivo. Ad esempio, durante l'eruzione del vulcano Krakatau nello stretto della Sonda nel 1883, che ebbe il carattere di una serie di esplosioni, la maggior parte dell'isola fu distrutta e in questo luogo si formarono profondità marine fino a 270 m. il vulcano ha causato la formazione di un'onda gigante - uno tsunami che ha colpito la costa di Giava e Sumatra. Provocò gravi danni alle regioni costiere delle isole, provocando la morte di decine di migliaia di abitanti. Un altro esempio di questo tipo è l'eruzione del vulcano Katmai in Alaska nel 1912. Prima dell'eruzione, il vulcano Katmai aveva la forma di un cono regolare alto 2286 m Durante l'eruzione, l'intera parte superiore del cono fu distrutta da esplosioni e una caldera fino a 4 km di diametro e fino a 1100 m di profondità.

Il rilievo vulcanico è ulteriormente esposto a processi esogeni, portando alla formazione di peculiari paesaggi vulcanici.

Come è noto, i crateri e le parti sommitali di molti grandi vulcani sono centri di glaciazione montana. Poiché le morfologie glaciali qui formate non hanno caratteristiche fondamentali, non sono particolarmente considerate. Le forme fluviali delle regioni vulcaniche hanno le loro specificità. sciogliere l'acqua, colate di fango, che spesso si formano durante le eruzioni vulcaniche, le acque atmosferiche influiscono in modo significativo sulle pendici dei vulcani, soprattutto quelli nella cui struttura il ruolo principale spetta al materiale piroclastico. In questo caso si forma un sistema radiale della rete del burrone, il cosiddetto barranco. Si tratta di profondi solchi di erosione, divergenti, per così dire, lungo i raggi dalla sommità del vulcano (vedi - Fig. 17).

I barrancos devono essere distinti dai solchi arati nella copertura sciolta di cenere e lapilli da grossi blocchi lanciati durante l'eruzione. Tali formazioni sono spesso chiamate cicatrici. Gli Sharrs, come originari depressioni lineari, possono poi essere trasformati in solchi di erosione. Si ritiene che una parte significativa dei barrancos sia stata fondata sugli ex sharras.

Anche il modello generale della rete fluviale nelle regioni vulcaniche ha spesso un carattere radiale. Altre caratteristiche distintive delle valli fluviali nelle regioni vulcaniche sono cascate e rapide formate a seguito di fiumi che attraversano flussi di lava solidificata o trappole, nonché laghi diga o estensioni di valli simili a laghi al posto dei laghi drenati che si verificano quando un fiume è bloccato da una colata lavica. Nei luoghi di accumulo di ceneri, così come sulle coperture laviche, a causa dell'elevata permeabilità delle rocce su vaste aree, potrebbero non essere presenti corsi d'acqua. Tali aree hanno l'aspetto di deserti rocciosi.

Molte regioni vulcaniche sono caratterizzate da sbocchi di acque calde in pressione dette geyser. Le acque profonde calde contengono molte sostanze disciolte che precipitano quando le acque si raffreddano. Pertanto, i luoghi in cui sgorgano le sorgenti termali sono circondati da terrazze sinterizzate, spesso dalle forme bizzarre. I geyser e le loro terrazze che li accompagnano sono ampiamente conosciuti nel Parco di Yellowstone negli Stati Uniti, in Kamchatka (Valle dei Geyser), in Nuova Zelanda e in Islanda.

Nelle regioni vulcaniche esistono anche forme specifiche di preparazione agli agenti atmosferici e alla denudazione. Così, ad esempio, spesse coperture basaltiche o colate di lava basaltica, meno spesso andesitica, quando raffreddate e sotto l'influenza degli agenti atmosferici, vengono spezzate da fessure in unità colonnari. Molto spesso, i singoli pezzi sono pilastri sfaccettati che sembrano molto impressionanti negli affioramenti. Gli affioramenti di crepe sulla superficie della copertura lavica formano un caratteristico microrilievo poligonale. Sono chiamati tali spazi di uscite di lava, divisi da un sistema di poligoni - esagoni o pentagoni "giganti del ponte".

Durante la denudazione prolungata del rilievo vulcanico, vengono innanzitutto distrutti gli accumuli di materiale piroclastico. Lave più resistenti e altre formazioni ignee

esposto alla preparazione da agenti esogeni. forme caratteristiche i preparativi sono menzionati sopra dighe, così come colli(tappi lavici preparati solidificati nel cratere di un vulcano).

La profonda dissezione erosiva e la denudazione del pendio possono portare alla separazione dell'altopiano lavico in altopiani separati simili a altipiani, a volte distanti l'uno dall'altro. Tali forme residue sono chiamate Mosa(singolare - mesa).

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