Atunci când se determină volumul și intensitatea sarcinilor de antrenament care asigură efectul optim de adaptare, există două moduri posibile. Primul -- mod intensiv, constând într-o creştere suplimentară a volumului total al sarcinilor de antrenament. Pe această cale, posibilitățile de creștere în continuare a sportului pentru sportivii de înaltă calificare sunt acum practic epuizate. Mai promițătoare în ceea ce privește progresul în continuare în sportul mondial este a doua opțiune -- mod de intensificare a activităţii de antrenament.În acest fel, menținând volumele deja atinse (aproape limitative) ale sarcinii de antrenament, se propune o astfel de combinație de intensitate ridicată, dezvoltarea sarcinilor cu sarcini de susținere, menținerea nivelului atins de funcționare a sistemelor necesare, ceea ce creează cele mai bune condiții pentru a obține succesul sportiv.

Experiența antrenării celor mai puternici sportivi arată posibilitatea unei creșteri anuale a volumului total al sarcinii de antrenament cu 20%. La sportivii tineri, această creștere este posibilă cu 40 - 50 % se adaptează în funcție de tipul de atletism și de caracteristicile sale individuale. Desigur, intensitatea exercițiilor crește, ceea ce se exprimă într-o creștere a volumului sarcinii efectuate la viteza maximă și aproape limită în alergare; în creșterea lungimii și înălțimii sărituri, raza de aruncare, greutatea proiectilelor și a mrenelor; într-un tempo și ritm mai energic, mai crescut exerciții speciale. Unul dintre indicatorii intensității sarcinilor sportive este creșterea numărului de competiții.

Ideile moderne despre raportul dintre volumul și intensitatea sarcinilor de antrenament într-un ciclu pe tot parcursul anului sugerează construirea procesului de antrenament în așa fel încât, fără a se opune volumului de intensitate, să simuleze periodic sarcina și tensiunea caracteristice competițiilor. Aplicațiile pe tot parcursul anului de antrenament special și tipul principal (distanță principală, proiectil principal, săritură proprie etc.) sunt o verigă integrală în sistemul modern de antrenament. Această structură face posibilă extinderea calendarului competitiv, făcându-l pe tot parcursul anului. În același timp, este necesar să se prevadă variabilitatea obligatorie a sarcinilor pe baza legilor de adaptare, atunci sportivii cu înaltă calificare vor putea da rezultate ridicate la fiecare 1,5 - 2 luni.

O parte organică a oricărui exercițiu care afectează sarcina este o odihnă bine organizată. Alternarea rațională a muncii și odihnei stă la baza oricărui antrenament sportiv și se extinde până la impactul repetat al sarcinii într-o singură sesiune a zilei de antrenament, pe parcursul săptămânii, lunii, anului și anilor.

Utilizarea repetată a sarcinilor de antrenament și competiție este legată organic de intervalele de timp dintre acestea și de procesele de recuperare. Numărul de repetări, exerciții, natura și durata intervalelor de odihnă depind de sarcinile, mijloacele și metodele de antrenament, precum și de caracteristicile tipurilor de atletism, de nivelul de pregătire al sportivului și de condițiile externe.

Între exerciții și cursuri individuale, în toate cazurile, este important să se stabilească astfel de pauze pentru odihnă, care, ținând cont de cantitatea de sarcină utilizată și de natura mișcărilor efectuate, oferă un efect de antrenament adecvat. În funcţie de forma de organizare relaxare se întâmplă pasivși activ.Între exerciții care necesită mișcări precise și o mare concentrare, agrement dă rezultate bune în refacerea capacităţii de lucru. De exemplu, în timpul orelor de atletism cu coordonare complexă (coartă, sărituri în înălțime și sărituri cu prăjini, aruncarea ciocanului și a suliței), alergarea lentă, mersul pe jos sau sporturile scurte și jocurile în aer liber sunt folosite pentru recreere. Și invers, în timpul lecțiilor de tipuri ciclice, este posibil să oferim pentru odihnă o performanță de scurtă durată a mișcărilor cu coordonare complexă.

Fiecare nouă repetare nu ar trebui să aibă loc pe fondul oboselii din acțiunile anterioare. Durata odihnei în aceste cazuri variază de la 1 minut (la aruncare) până la 3-4 minute (la săritura cu prăjitură). În ceea ce privește pauzele dintre cursuri, la prima etapă a antrenamentului în echipament sportiv ar trebui să se efectueze zilnic, iar în viitor - de 3-4 ori pe săptămână. Dacă pauza este de 48 de ore, atunci aceasta duce la o scădere a nivelului de material învățat al lecției cu până la 25%, în primul rând din cauza scăderii sensibilității kinestezice.

Din punct de vedere al duratei, odihna între sarcini poate fi împărțită în patru tipuri: 1) completă (obișnuită); 2) incomplet (supercompensator); 3) redus (dur); 4) lung (moale). Variind intervalele de odihnă cu același volum (sau intensitate) încărcăturii, se pot obține rezultate diferite în dezvoltarea calităților motrice. De exemplu, în atletismul ciclic, odihna incompletă asigură dezvoltarea rezistenței într-o măsură mai mare, odihnă completă - viteză, odihnă redusă - rezistență la viteză, iar odihna prelungită asigură recuperarea capacității de lucru după o parte obositoare a sesiunii sau după suprasolicitare (supraantrenament). ).

Componentele cantitative și calitative ale sarcinii sunt interconectate organic. Dar în funcție de construcția procesului de antrenament al sportivului (sarcini, mijloace, metode, nivel de încărcări etc.), relația dintre ele este diferită și, în consecință, procesele de adaptare sunt diferite. Modificări calitative(morfologic, fiziologic, biochimic, psihologic și biomecanic) provoacă modificări în latura cantitativă în activitatea corpului sportivului. Un rol important in cresterea duratei exercitiilor il reprezinta economisirea functiilor corporale ale sportivilor, asigurand efectuarea aceluiasi lucru la un cost mai mic al resurselor energetice.

Efectuarea oricărui exercițiu fizic necesită timp. Și oricât de mică ar fi, aceasta este deja o anumită cantitate de muncă, care este volumul antrenamentului sau încărcăturii competitive. Iar cantitatea de muncă neuromusculară care este efectuată pe unitatea de timp și este legată de volumul său determină intensitatea sarcinii. Volumul și intensitatea în sport sunt inseparabile. Ele pot exista separat doar ca concepte. În practica sportivă, acestea sunt două aspecte organice interdependente ale oricărui exercițiu fizic efectuat de un atlet. Deci, de exemplu, lungimea distanței și durata alergării sunt cantitatea de muncă de antrenament (volumul de încărcare), iar viteza de mișcare este intensitatea acesteia; numărul de aruncări efectuate de aruncător este volumul sarcinii specifice, iar eficacitatea acestor aruncări este intensitatea acesteia.

Determină destul de precis nivelul sarcinii de antrenament prin indicatorul integral al schimbărilor în corp -- ritm cardiac(ritm cardiac). Pentru a face acest lucru, măsurați pulsul în timpul exercițiului, după acesta și în timpul perioadei de odihnă. Comparând acești indicatori cu intensitatea sarcinii, cu direcția acesteia și ținând cont de timpul de recuperare după aceasta, este posibil să se gestioneze mai obiectiv procesul de antrenament.

Tabelul 2 oferă o idee despre modul în care sarcinile din sport pot fi clasificate în funcție de direcția impactului lor, care se bazează pe luarea în considerare a modalităților de alimentare cu energie pentru a funcționa. În aceleași condiții, direcția sarcinii este cea care determină gradul de participare la munca efectuată de diferite organe și funcții, indică gradul de oprimare a acestora și durata recuperării.

Masa 2.

După mărime, sarcina poate fi împărțită condiționat în maxim, mare, mediu și mic. este în limitele capacităţilor sportivului. Criteriile sale sunt incapacitatea sportivului de a continua sarcina propusă. Pulsul atinge în același timp o valoare de 180 sau mai multe bătăi pe minut (bpm). Dacă prin forță de voință sportivul încearcă să depășească această limită, atunci sarcina devine prohibitivă și poate duce la supraantrenamentul sportivului.

din punct de vedere al numărului de exerciții și al intensității mișcărilor, este de 70-80% din maxim, adică face posibilă continuarea acțiunii pe fondul oboselii. Frecvența pulsului poate fi în intervalul 150--175 bătăi/min.

determinată de numărul de exerciții și intensitatea mișcărilor în limita a 40 - 60% din maxim, adică. exercițiul continuă până când apare o senzație de oboseală. În același timp, indicatorii ritmului cardiac ajung la 120--145 bătăi/min.

este de 20 - 30% din maxim din punct de vedere al numărului de exerciții și al intensității mișcărilor. Sarcina motrică se realizează ușor, liber, fără tensiune vizibilă, iar pulsul nu depășește 120 bătăi/min.

Pe măsură ce fitness-ul sportivului crește, sarcina, care a fost considerată inițial maximă, devine mare sau medie în etapele ulterioare etc. Acest lucru este valabil mai ales pentru o astfel de componentă a sarcinii precum intensitatea. Cu cât este mai mare intensitatea exercițiului, cu atât este mai lung, cu atât costurile corpului sportivului sunt mai mari, cu atât este mai mare sarcina asupra psihicului său. Este necesar să se țină cont de cerințele pentru calități precum curajul, determinarea, voința de a câștiga etc. În principiu, cu cât este mai mare intensitatea muncii de antrenament, cu atât este mai mic volumul acesteia și invers. Nivelul de intensitate este determinat în primul rând de tipul de atletism. Acolo unde succesul este determinat de efortul maxim (sarituri, aruncari, sprinturi), firesc, nivelul de intensitate al muncii speciale de antrenament este si el foarte ridicat; în alte sporturi (alergare pe distanțe medii și lungi, curse de mers pe jos) principalul este ridicat nivel mediu viteza de miscare.

Cu scopul de a mai mult implementare eficientă un atlet de exerciții, cu un efort de antrenament dat, ar trebui să determine zonele de intensitate ca raport dintre valoarea dată a antrenamentului sau a tensiunilor competitive la datele maxime posibile ale sportivului. Tabelul 3 arată gradarea sarcinii în funcție de zonele de intensitate în tipurile de atletism viteză-rezistență.

Tabelul 3

Zona de 80-90% din maximul din toate tipurile de atletism este considerată zonă de dezvoltare. Aplicând o sarcină de antrenament în zone de 90-100%, există un impact asupra dezvoltării vitezei, aceasta ar trebui inclusă în aproape fiecare sesiune de antrenament și construită în așa fel încât în ​​timpul fiecărei sesiuni sarcina să fie aplicată în toate zonele de intensitate , cu raportul său optim. Sarcina de antrenament în zonele de 50-80% din maxim rezolvă în principal problemele unei încălziri și recuperări speciale, ceea ce contribuie la derularea favorabilă a întregului proces de antrenament.

Rezultatul în atletism depinde de nivel inalt anduranta si dicteaza o anumita selectivitate a efectelor antrenamentului, care sunt asigurate de procesele aerobe (cu acces la oxigen), anaerobe (fara acces de oxigen) si aerobic-anaerobe (mixte) ale corpului sportivului. În tabelul 4, zonele de intensitate sunt distribuite în funcție de indicatorii ritmului cardiac în timpul unei anumite activități de antrenament în dezvoltarea rezistenței.

Tabelul 4

Când utilizați modul aerobic de efecte de antrenament, pulsul ar trebui să fie în intervalul 120 - 160 bătăi / min. Când efectuați o încărcare în modul mixt, frecvența pulsului ar trebui să atingă 170-180 bătăi / min. Modul de antrenament anaerob este posibil cu un puls de 190 sau mai multe bătăi pe minut.

Foarte important în determinarea adecvării sarcinilor propuse este controlul pulsului în timpul recuperării. obiectivul principal controlul ritmului cardiac este de a determina tensiunea de antrenament, de a respecta cerința principală a antrenamentului - pentru a evita suprasolicitarea excesivă, prevenind cazurile de suprasolicitare și supraantrenament. Dacă pulsul atletului după încărcare nu revine într-un anumit timp la nivelul dorit (de exemplu, pulsul rămâne peste 120 de bătăi / min pentru mai mult de 5-6 minute după o încărcare medie), atunci aceasta indică faptul că sarcina este probabil foarte mare și munca de antrenament (cantitate, ritm) ar trebui redusă sau oprită.

Cu antrenamentul de mare viteză, timpul de recuperare pentru ritmul cardiac la 120 de bătăi/min ar trebui să dureze 1 - 4 minute între repetări ale exercițiilor și 2 - 5 minute între serii până la un puls de 100 - 120 de bătăi/min. Când dezvoltați rezistența la viteză, trebuie să vă concentrați pe restabilirea pulsului la 120-140 bătăi/min la 1-3 minute după terminarea lucrării, iar între serii pulsul ar trebui să revină la 100-120 bătăi/min în 2-5 minute. La recuperarea după un antrenament stresant (run control, evaluare), pulsul ar trebui să atingă 100-120 bătăi/min timp de 4-10 minute. Reexecutarea unei astfel de sarcini este posibilă după 10-20 de minute, dacă pulsul în perioada de recuperare ajunge la mai puțin de 100 de bătăi / min. Indicatorii pentru încetarea activității de antrenament ar trebui să fie considerați un puls de peste 120 de bătăi/min după 5 - 10 minute de odihnă.

Nivelurile de recuperare a ritmului cardiac sunt oarecum individuale și pot fi determinate de vârstă, starea funcțiilor anaerobe și caracterul genetic. Acestea pot fi între 108 --132 bpm. Procesele de recuperare sunt afectate și de următoarele puncte: sportivul nu este în formă, munca de antrenament este prea grea, sarcina de antrenament anterior a fost prea mare, boală, oboseală sau suprasolicitare. Pentru majoritatea sportivilor, nivelul de recuperare a multor funcții ale corpului corespunde unui puls de 120 de bătăi/min. Sportivii cu potențial genetic mai mare se pot recupera mai repede chiar și cu o sarcină mare de antrenament. Cu o cantitate mare de muncă cu intensitate redusă, este suficient să reduceți ritmul cardiac la 120-140 bătăi/min în timpul repausului, pentru a restabili parțial potențialul energetic, începeți să lucrați din nou. Cu o cantitate mică de muncă cu o intensitate peste medie, este suficient să atingi o frecvență cardiacă de 120 de bătăi/min în perioada de odihnă pentru a putea continua să lucrezi la fel de eficient ca la început. Când se efectuează lucrări „acute” de șoc cu intensitate mare, în perioada de recuperare (odihnă), ritmul cardiac trebuie să atingă 90--100 bătăi/min înainte de a repeta sarcina propusă.

Mișcările tectonice sunt unul dintre cei mai importanți factori în dezvoltarea proceselor geologice care schimbă fața Pământului. Ele duc la transformare Scoarta terestra, modifică formele de relief ale suprafeței, contururile pământului și ale mării, afectând astfel clima.

Mișcările tectonice afectează vulcanismul, procesele de sedimentare și determină distribuția mineralelor în scoarța terestră.
Mișcările tectonice sunt exprimate sub formă de urcușuri și coborâșuri lente, ducând la transgresiuni și regresii ale mării sub forma unei prăbușiri generale a scoarței terestre cu formarea de înalte.

lanțuri muntoase și depresiuni adânci, formarea de pliuri, precum și sub formă de cutremure distructive, care sunt însoțite de apariția fisurilor cu o deplasare semnificativă a blocurilor crustale pe verticală și pe orizontală.
În funcție de direcția tensiunii, mișcările tectonice sunt împărțite în mișcări verticale (radiale) și orizontale (tangențiale). În analiza mișcărilor verticale se disting mișcările ascendente (pozitive) și descrescătoare (negative). Aceste mișcări corespund adesea urcușurilor și coborâșurilor lente, netede, acoperind teritoriile continentelor și depresiunilor oceanice sau părțile acestora. Acestea sunt mișcări epeirogenice (greacă „epeiros” – continent).
Mișcările tangenţiale (tangențiale cu suprafața scoarței terestre) sunt asociate cu anumite zone și conduc la deformații semnificative ale scoarței terestre. Acestea sunt mișcări orogene (greacă „oros” – munte).
Mișcările tectonice și structurile rezultate ale scoarței terestre sunt studiate de geotectonică și geologie structurală.
Pentru a restabili mișcările tectonice ale erelor trecute, se folosesc metode speciale de recreare imagine de ansamblu mişcări tectonice pentru o anumită epocă.
Judecăm natura mișcărilor tectonice moderne observând procese moderne care se manifestă clar în zonele cu cutremure active și vulcanism: 1) mișcările tectonice verticale moderne sunt fixate prin nivelări repetate; 2) ultimele mișcări, i.e. care s-au petrecut în perioada neogene-cuaternar, sunt studiate prin metode geomorfologice, analizând topografia suprafeței Pământului, morfologia văilor râurilor, amplasarea teraselor marine și grosimea depozitelor cuaternare.
i, „Este mult mai dificil de studiat mișcările tectonice ale epocilor geologice trecute. Metodele de studiu a acestor mișcări sunt: ​​1) analiza secțiunii stratigrafice; 2) analiza hărților litologico-paleogeografice; 3) analiza grosimilor; 4. ) analiza spargerilor și neconformităților; 5) analiza structurală, 6) analiza paleomagnetică, 7) analiza formațională.

1. Analiza secțiunii stratigrafice face posibilă urmărirea mișcărilor tectonice
   zonă mare a scoarței terestre pentru o lungă perioadă de timp. Material de pornire pentru analiză
   este o secțiune stratigrafică (coloană) care trebuie investigată din punctul de vedere al schimbării
   a condiţiilor de acumulare a rocilor în succesiunea lor stratigrafică.

   Prin studierea compoziției materialelor, a caracteristicilor structurale și texturale ale rocilor și a fosilelor conținute în acestea, este posibil să se identifice tipurile de depozite care se acumulează pe diferite hipsometrie.
   nivelurile relativ la linia de apă a bazinului mării și, în consecință, caracterizează situația de sedimentare. Mișcările tectonice negative în condiții de îndepărtare stabilă a materialului clastic în bazin conduc la o adâncire a fundului acestuia și la modificarea secțiunii depozitelor de apă puțin adâncă cu altele mai adânci. Dimpotrivă, mișcările tectonice pozitive duc la scufundarea bazinului și înlocuirea sedimentelor de adâncime de-a lungul secțiunii cu cele de mică adâncime, terestre și erodarea ulterioară a sedimentelor acumulate anterior. Mișcările tectonice negative contribuie la dezvoltarea transgresiunilor marine, în timp ce cele pozitive provoacă regresie.
   2) Analiza litologico-paleogeografică. Analiza hărților litologico-paleogeografice face posibilă aprecierea direcției deplasărilor și distribuția jgheaburilor și ridicărilor în zonă. De obicei
   zonelor de acumulare de sedimente corespund unei structuri negative, zone de denudare – puse
   corp. Datorită diferențierii mișcărilor pe fundalul unei structuri negative mari, zonele de ridicări relative cu depozite marine de apă puțin adâncă pot fi distinse între cele mai adânci. Un astfel de sit este o ridicare subacvatică - puțin adâncă și poate corespunde unei structuri anticlinale în creștere. Aria de răspândire relativ adâncă
   sedimentele din apele de mică adâncime ar trebui să corespundă unei depresiuni la fundul bazinului.

   De obicei, natura mișcărilor tectonice este dezvăluită mai clar în analiza hărților litologico-paleogeografice întocmite pe mai multe perioade succesive de timp.
   3) Analiza puterii. În zonele de tasare accelerată, precipitații sunt mai mari
   putere, în zonele de abatere lentă - putere mai mică, în zonele de ridicare -
   puterile sunt zero.

   Datele despre grosimile zăcămintelor de aceeași vârstă sunt puse pe hărți; punctele de putere egală sunt conectate prin linii - izopache (Fig. 23). Hărțile cu isopachi pot fi folosite pentru a judeca distribuția zonelor de jgheaburi și ridicări relative. Totuși, analiza puterii trebuie combinată cu analiza faciesului
   Orez. 23. Harta grosimilor egale ale unui strat nisipos-argilaceu coeval (contururile de grosime indică poziția unui jgheab format în timpul sedimentării): / - punctul de măsurare și grosimea (în m); 2 - izolinii de putere (izopahite). (Împrumutat de la G.I. Nemkov et al., 1986)
   Noah mediu de acumulare de sedimente, tk. este aplicabil numai pentru anumite condiții de sedimentare, atunci când rata de tasare a patului este compensată de rata de acumulare pe acesta
   precipitare. În cazul unei incizii decompensate pentru perioade mari de timp,
   se acumulează un strat subțire de sedimente.
   
   
   4) Analiza pauzelor și dezacordurilor. Mișcările tectonice pozitive în secțiunea stratigrafică sunt exprimate prin modificarea depozitelor de apă relativ adâncă cu cele de mică adâncime,
   apă de mică adâncime - de coastă și continentală. În acest caz, dacă aceste mișcări au dus la
   creșterea precipitațiilor acumulate deasupra nivelului mării, începe eroziunea acestora. În timpul tasării ulterioare, o nouă serie de sedimente cade pe o suprafață erodata, care se numește suprafață de rupere sau suprafață de neconformitate. Aceste suprafețe sunt fixate prin căderea din succesiunea normală a anumitor unități stratigrafice care sunt prezente.
   unde nu au existat evoluții pozitive. Dacă depozitele sunt deasupra și sub suprafață,
   fixarea unei pauze în sedimentare, apar cu aceleași unghiuri de înclinare (neconformitate stratigrafică), putem vorbi de mișcări lente pozitive care au cuprins
   suprafețe mari. Dacă se observă unghiuri de pantă puternic diferite (neconformitate unghiulară), atunci sedimentele acumulate anterior au suferit plieri în momentul noii tasări și sedimentări și ar putea fi sparte prin rupturi (Fig. 24). Adâncimea de eroziune a stratului subiacent și
   durata pauzei în sedimentare indică amplitudinile
   Orez. Fig. 24. Neconformitate stratigrafică (a) și unghiulară (b) Secvența evenimentelor: a - acumularea de sedimente a membrului inferior, ridicarea, eroziunea vârfului membrului inferior, tasarea, acumularea de sedimente a membrului superior; b - acumularea de sedimente ale membrelor inferioare, ridicarea, plierea și deplasarea blocurilor de-a lungul falii, eroziunea, acumularea de sedimente a membrului superior (împrumutat de la G.I. Nemkov și colab., 1986)
   mișcări tectonice care au dus la dezacord între straturile de rocă. Straturile de rocă separate de depozitele subiacente și suprajacente prin suprafețele neconformităților unghiulare se numesc planșee structurale. Fiecare etapă structurală corespunde unei etape istorico-tectonice naturale în dezvoltarea teritoriului, care a început cu transgresiunea și sedimentarea în timpul mișcărilor negative și s-a încheiat cu ridicarea teritoriului și plierea. Fiecare pardoseală structurală este caracterizată de forme specifice de apariție a stratului.
   5) Analiza structurală este esențială în studiul mișcărilor orizontale,
   întrucât permite estimarea calitativă şi cantitativă a mărimii mişcărilor orizontale în timpul

   
   Orez. Fig. 25. Stratul pliat sub compresie laterală d este lungimea aripii pliului, w este lățimea pliului, a este unghiul pliului (împrumutat de la G.I. Nemkov și colab., 1986)
   timpul de deformare a stratului. Dacă îndreptați mental un strat care este pliat în pliuri formate în timpul compresiei laterale, lungimea unui astfel de strat îndreptat va corespunde lățimii inițiale a deformarii înainte ca stratul să fie deformat. Diferența dintre suma lungimilor aripilor pliurilor și suma lățimilor acelorași pliuri va fi valoarea comprimării orizontale a stratului (Fig. 25). A profita grafic sau formule geometrice, este posibil să se estimeze amplitudinea mișcărilor orizontale care au dus la formarea pliurilor. De exemplu, conform fig. 25, se poate observa că dacă unghiurile medii de pliere sunt de 60°, contracția orizontală a suprafeței a fost dublă.
   6) Analiza paleomagnetică. Abilitatea stânci fi magnetizat în timpul
   formațiuni în conformitate cu direcția câmpului geomagnetic și mențin această magnetizare
   permite nu numai crearea unei scale geocronologice paleomagnetice, ci și utilizarea datelor din analiza paleomagnetică pentru a identifica mișcările tectonice orizontale. După ce s-a determinat direcția medie de magnetizare a rocilor de o anumită vârstă, luate din oricare
   punct de pe suprafața Pământului, este posibil să se calculeze poziția polului magnetic din acel moment în
   
   
   coordonate. Examinând rocile în succesiunea lor stratigrafică, se trasează traiectoria mișcării relative a polului din coordonatele pentru timpul corespunzător intervalului studiat al secțiunii stratigrafice. După ce am făcut același studiu pe probe prelevate dintr-un alt punct, se trasează traiectoria mișcării polului față de punct pentru aceeași perioadă de timp.
   Orez. 26. Traiectoria mișcării polul Nordîn ceea ce priveşte Europa şi America de Nordîn ultimii 400 de milioane de ani (împrumutat de la G.I. Nemkov et al., 1986)
   Dacă ambele traiectorii coincid ca formă, atunci ambele puncte au păstrat o poziție constantă față de poli. Dacă traiectoriile nu coincid, atunci ambele puncte și-au schimbat poziția față de pol în moduri diferite. De exemplu, traiectoriile mișcării Polului Nord, calculate pentru teritoriul Americii de Nord și pentru Europa în ultimii 400 de milioane de ani, sunt semnificativ diferite (Fig. 26). Acest lucru ne permite să tragem o concluzie despre deplasările orizontale ale continentelor la momentul specificat.
   7) Analiza formațională este o metodă de studiere a structurii și istoriei dezvoltării
   scoarța terestră bazată pe studiul relațiilor spațiale ale asociațiilor de roci -
   formațiuni geologice.
   O formațiune geologică este o categorie materială care ocupă o anumită poziție în ierarhia materiei scoarței terestre: element chimic- mineral - rocă - formațiune geologică - complex formațional - înveliș al scoarței terestre, -k Prin formațiuni se înțelege un ansamblu de facies care s-au format pe o zonă mai mult sau mai puțin semnificativă a suprafeței terestre în anumite condiții tectonice și climatice și diferă de la alţii în trăsături de compoziţie şi structură. Se pot forma faciesuri separate în diferite părți ale suprafeței pământului. Cu toate acestea, combinațiile lor stabile și pe termen lung, care le permit gruparea în formațiuni, apar numai în condiții tectonice și climatice strict definite. Conform unei alte definiții, o formațiune geologică poate fi numită asocieri naturale de roci asociate cu unitatea compoziției și structurii materialelor, datorită comunității originii lor (sau co-locației).
   Termenul „formație” a fost introdus de celebrul geolog german A.G. Werner încă din secolul al XVIII-lea. cu mult timp înainte de începutul secolului al XX-lea. a fost folosită ca categorie stratigrafică, după cum sugerează autorul. Până acum, în Statele Unite, termenul „formație” este folosit pentru a desemna unități stratigrafice. În țara noastră, analiza formațională a găsit o largă aplicație în legătură cu zonarea tectonică și predicția mineralelor. Meritul pentru dezvoltarea sa aparține multor oameni de știință ruși, în special N.S. Shatsky, N.P. Kheraskov, V.E. Khain, V.I. Popov, N.B. Vassoevich, L.B. Rukhin și alți cercetători.
   Există trei tipuri de formațiuni: sedimentare, magmatice și metamorfice. La studierea formațiunilor se disting membrii principali (obligatori) și secundari (opționali) ai asociației. Membrii principali ai asociatiei caracterizeaza o anumita formatie, i.e. asociere stabilă, care se repetă în spațiu și timp. Numele formației este dat de numele membrilor principali ai asociației. Setul de membri minori este supus unor modificări semnificative. În funcție de compoziția materialului, tipurile de formațiuni sunt împărțite în grupuri. De exemplu, dintre formațiunile sedimentare se pot distinge grupuri de argilo-șisturi, calcar, sulfat-halogen, silicioase, fin-clastic-cuarț, fin-clastic polimictic etc.; dintre vulcanogene - grupe de bazalt-diabază (capcană), liparit-dacitice, formațiuni andezitice etc.
   Principalii factori care determină formarea unor asociații stabile ale rocilor sedimentare sunt regimul tectonic și clima, precum și rocile magmatice și metamorfice - regimul tectonic și mediul termodinamic.
   Principalele trăsături ale formațiunilor sedimentare sunt: ​​1) un ansamblu al asociațiilor lor constitutive ale principalelor roci, care împreună corespund faciesului sau tipurilor genetice; 2) natura intercalării acestor roci într-o secțiune verticală; structura ritmica; 3) forma corpului formațiunii și grosimea acesteia; 4) prezența în el a unor minerale caracteristice autogene, a unor roci sau minereuri deosebite; 5) culoarea predominantă, purtând într-o oarecare măsură informații genetice; 6) gradul modificărilor diagenetice sau metamorfice.
   Denumirile formațiunilor sedimentare și sedimentar-vulcanogene sunt de obicei date în funcție de componentele litologice predominante (nisipos-argilacee, calcaroase, dolomitice, evaporite) cu indicarea concomitentă a cadrului fizic și geografic al formațiunii (marin, continental, limnic), adesea multe formațiuni sunt denumite în funcție de prezența mineralelor accesorii (glauconit) sau a mineralelor (purtător de cărbune, purtător de bauxită).
   Principalii factori care determină apariţia formaţiunilor sedimentare sunt următorii: 1) natura regimului tectonic în zonele de eroziune şi acumulare; 2) condiţiile climatice; 3) intensitatea vulcanismului. Din combinația multiplă a acestor condiții și variabilitatea rapidă în spațiu și timp, se creează o alternanță de tipuri genetice de roci care alcătuiesc formațiunile. Distribuția generală a formațiunilor de pe suprafața pământului depinde și de acești factori.
   În funcție de regimul tectonic, se disting trei clase de formațiuni: platformă, geosinclinală, orogene. Majoritatea formațiunilor sedimentare pot servi în mod fiabil
   mi indicatori ai regimului tectonic. De exemplu, formațiuni de marn-cretă, caolin
   argilele, gresiile de cuarț, balonul de lut mărturisesc modul de sedimentare a platformei
   co-acumulări și fliș sedimentar, carbonat silicios, șisturi silicioase, jasp
   formaţiunile sunt indicatori ai regimului geosinclinal. Dezvoltarea largă a grupurilor sedimentare
   formațiunile clastice indică un regim orogenic.
   O concluzie și mai certă despre regimurile tectonice se poate face pe baza unei analize a formațiunilor magmatice, dacă avem în vedere că o serie de roci: bazic - mediu - acid ~

   cele alcaline corespund secvenței de dezvoltare a erupțiilor magmatice când regimul geosinclinal trece în orogenic și apoi în platformă.
   Zonele de distribuție a anumitor formațiuni sunt controlate de structuri tectonice, a căror dezvoltare determină limitarea spațială a formațiunilor. Prin urmare, studiind modelele de distribuție a formațiunilor în spațiu, stabilim astfel amplasarea structurilor tectonice în timpul formării formațiunilor. Evoluţia regimului tectonic duce la o schimbare succesivă în contextul formaţiunilor geologice. Având date despre condițiile de formare a complexelor de roci care se modifică pe verticală, putem concluziona că regimul tectonic s-a schimbat.
   Deci, de exemplu, dacă un strat gros de formațiuni de fliș cu straturi caracteristice subțiri, în mod regulat intercalate ritmic de gresii, siltstone și noroi, este acoperit de un strat de depozite maritime și continentale clastice grosiere - melasă, se ajunge la concluzia că condițiile geosinclinale au fost înlocuite cu cele orogene. Această concluzie se bazează pe ideile existente despre condițiile tectonice pentru acumularea formațiunilor de fliș și melasă.
   Analiza formațiunilor face posibilă clasificarea structurilor tectonice, evidențiind tipurile lor speciale, de exemplu, tipuri de jgheaburi. Repetarea formațiunilor tipice în structuri separate spațial face posibilă conturarea etapelor generale din istoria dezvoltării tectonice a structurilor, compararea seturilor de formațiuni de tipuri similare de structuri de diferite vârste etc.
   O direcție specială în studiul și clasificarea formațiunilor sedimentare a fost direcția bazată pe luarea în considerare a conținutului concentrațiilor industriale ale anumitor tipuri de minerale din acestea. Pe această bază, se disting formațiuni purtătoare de cărbune, purtătoare de sare, fosforită, bauxită, minereu de fier, laterită, petrol și o serie de alte formațiuni.
   Secvența în studierea și identificarea formațiunilor este următoarea. În primul rând, în secțiune sunt identificate straturi de rocă care diferă ca compoziție litologică, separate prin suprafețe de așternut clar definite, rupturi sau limite de eroziune (ruptură stratigrafică și neconformități). Apoi, se studiază un grup de roci (asocieri) care fac parte din complexul natural selectat, i.e. analiza paragenetică. În același timp, se determină și se studiază ciclicitatea structurii formațiunii sau alte caracteristici structurale și texturale. În continuare, se clarifică natura facies a fiecărui tip de rocă inclus în formațiune și combinația lor în secțiune, adică. se efectuează analiza faciesului. Pe această bază se determină tipul genetic al depozitelor și se stabilește mediul fizico-geografic (peisagistic) de formare a formațiunii. În faza finală a analizei formaționale se determină regimurile climatice și tectonice de timp și locuri de formare. Astfel, se efectuează analize paleoclimatice și formațiuni-tectonice.
   Semnificația teoretică a studiului formațiunilor sedimentare și sedimentar-vulcanogene constă în posibilitatea reconstituirii vechii zonalități tectonice, climatice și peisagistice pe baza acestora. Semnificația practică a analizei formaționale este determinată de limitarea la anumite formațiuni a tipurilor corespunzătoare de minerale.

5. Ignatenko I.V., Khavkina N.V. Podburs din Extremul Nord-Est al URSS // Geografia și Geneza solurilor

Regiunea Magadan. - Vladivostok: Editura Centrului Științific din Orientul Îndepărtat al Academiei de Științe a URSS. - S. 93-117.

6. Clasificarea și diagnosticarea solurilor rusești / L.L. Shishov [i dr.]. - Smolensk: Oikumena, 2004. - 342 p.

7. Zonarea edo-geografică a URSS. - M.: Editura Academiei de Științe a URSS, 1962. - 422 p.

8. Ştiinţa solului / ed. V.A. Kovdy, B.G. Rozanov. - Partea 2. - M .: Mai înaltă. şcoală, 1988. - 367 p.

UDC 631,48 (571,61) E.P. Sinelnikov, T.A. Cekannikova

EVALUARE COMPARATIVA A INTENSITATII SI DIRECTIEI PROCESELOR DE TRANSFORMARE A COMPOZIȚIEI MATERIALE A PROFILULUI SOLURILOR ALBITE ALE TERITORIILOR DE CÂMPIE ALE TERITORIULUI PRIMORSKY ȘI SOLURILOR CARBONATE SODICO-PODZOLICE ALE TAIGA DE SUD.

SIBERIA DE VEST

Articolul oferă o analiză detaliată a proceselor de transformare a compoziției materiale a solurilor din Siberia de Sud și Primorye. Nu au fost relevate diferențe semnificative în intensitatea și direcția principalelor procese ale solului elementar.

Cuvinte cheie: Primorsky Krai, Vestul Siberiei, soluri soddy-podzolice, soluri carbonatice, evaluare comparativă.

E.P. Sinelnikov, T.A. Cekannikova

EVALUAREA COMPARATĂ A PROCESULUI DE TRANSFORMARE A STRUCTURII MATERIALULUI PROFILULUI INTENSITATEA ȘI ORIENTAREA PE TERITORIILE PLATE SOLURI ALBITE ALE SOLURILOR PRIMORSKY KRAI ȘI CARBONATE CESPITOZE-PODZOLICE DIN SIBERIA DE VEST

Se efectuează analiza detaliată a proceselor de transformare a structurii materialelor solurilor din sudul Siberiei și din regiunea Primorsky. Distincțiile esențiale în intensitatea și orientarea proceselor elementare ale solului nu sunt dezvăluite.

Cuvinte cheie: Primorsky Krai, Vestul Siberiei, soluri cespitose-podzolice, soluri carbonatice, evaluare comparativă.

Evaluarea gradului de diferențiere a compoziției materialelor profilului solului ca urmare a acțiunii diferitelor procese elementare ale solului a fost de mult timp. parte integrantă studii ale proprietăților genetice ale acoperirii solului oricărei regiuni. Baza unor asemenea analize a fost pusă de lucrările lui A.A. Rode,

Au fost studiate trăsăturile de diferențiere a compoziției materiale a solurilor din partea de sud a Orientului Îndepărtat rus, în comparație cu solurile din alte regiuni apropiate în parametrii genetici.

CV. Zonn, L.P. Rubtsova si E.N. Rudneva, G.I. Ivanov și alții Rezultatul acestor studii, bazate în principal pe analiza indicatorilor genetici, a fost afirmația despre predominanța proceselor de glazurare, albire, pseudo-podzolizare și excluderea completă a proceselor de podzolizare aici.

În acest raport, am încercat să comparăm direcția și intensitatea proceselor de transformare a compoziției materiale a profilului solurilor albite din partea de câmpie a Primorye cu soluri reziduale-calcaroase sodio-podzolice. Vestul Siberiei pe baza indicatorilor cantitativi ai bilanţului elementelor principale ale compoziţiei materialelor.

Alegerea solurilor siberiene ca variantă comparativă nu este întâmplătoare și este determinată de următoarele condiții. În primul rând, solurile podzolice calcaroase reziduale ale Siberiei s-au format pe lut de manta cu un conținut ridicat de particule de argilă și baze interschimbabile, ceea ce exclude diferențele fundamentale deja în prima etapă a analizei. În al doilea rând, aceasta este prezența datelor monografice detaliate și a calculelor de bilanț ale transformării compoziției materialelor, publicate de I.M. Gadzhiev, ceea ce simplifică foarte mult îndeplinirea sarcinii noastre.

Pentru analiza comparativă am folosit datele lui I.M. Gadzhiev de-a lungul secțiunilor 6-73 (soluri soddy-puternic podzolice) și 9-73 (soluri soddy-slab podzolice). Ca opțiuni de sol albit

Primorye, am luat soluri albite cu maro și pajiști slab albite. Datele inițiale ale acestor soluri, precum și o evaluare a transformării compoziției lor materiale în funcție de localizarea geomorfologică și gradul de albire, sunt prezentate de noi în mesajul anterior. Principalii indicatori ai solurilor sodio-podzolice sunt prezentați în Tabelul 1.

O analiză a datelor din Tabelul 1 al acestui raport și Tabelul 1 al celui precedent arată două puncte semnificative: în primul rând, aceasta este o compoziție destul de apropiată a rocilor-mamă și, în al doilea rând, o împărțire clar pronunțată a profilurilor tuturor secțiunilor analizate în părţi acumulativ-eluviale şi iluviale. Deci, potrivit lui E.P. Sinelnikov, conținutul de particule de argilă din roca care formează solul din câmpiile Primorye este de 73-75%, pentru taiga de sud a Siberiei de Vest 57-62%. Cantitatea de fracție de argilă a fost de 40-45 și, respectiv, 35-36 la sută. Valoarea totală a cationilor schimbabili de Ca și Mg în depozitele lacustre-aluvionale ale Primorye este de 22-26 meq la 100 de grame de sol, în luturile de acoperire ale Siberiei 33-34, valoarea acidității efective este de 5,9-6,3 și 7,1. -7,5 unități, respectiv. pH. Conținutul de carbonat rezidual al rocilor se manifestă în proprietățile rocilor părinte ale secțiunilor analizate ale Siberiei, dar efectul acestuia asupra stării fizico-chimice a orizonturilor superioare este minim, mai ales în solurile medii și puternic podzolice.

Investigarea problemei diferențierii profilului solurilor sodio-podzolice, I.M. Gadzhiev constată o separare clară a părții eluviale, sărăcită în sesquioxizi și îmbogățită în silice, și a părții iluviale, într-o oarecare măsură îmbogățită în componentele principale ale compoziției materialelor, în comparație cu orizonturile de deasupra. În același timp, aici nu a fost găsită nicio acumulare vizibilă de oxizi în raport cu roca originală și chiar redusă. O regularitate similară se manifestă și în solurile albite din Primorye.

Referindu-ne la lucrările lui A.A. Rode, I.M. Hajiyev crede asta fapt dat confirmă regularitatea comportării substanței în timpul procesului de formare a podzolului, a cărui esență „... constă în distrugerea totală a bazei minerale a solului și descărcarea de tranzit a produselor rezultate mult peste profilul solului” . În special, potrivit lui I.M. Gadzhiev, cantitatea totală de desiltație a grosimii totale a orizontului solului în raport cu roca-mamă variază de la 42-44% în solul puternic podzolic până la 1,5-2 în solul slab podzolic.

tabelul 1

Principalii indicatori ai compoziției materialelor solurilor soddy-podzolice reziduale-calcaroase ale Siberiei de Vest (calculate conform I.M. Gadzhiev)

Orizont Grosimea estimată, cm Conținut de particule<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 <

Secțiunea 6-73 Soddy-puternic podzolic

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, patru

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, opt

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, opt

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, opt

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

Calcule similare efectuate de autor pentru solurile de cernoziom și solurile cenușii de pădure au arătat identitatea completă a direcției și ratei de rearanjare a compoziției materialelor în comparație cu solurile automorfe din subzona taiga de sud a Siberiei. În care „. cernoziomul levigat din orizonturile solului din punct de vedere al compoziției nămolului, fierului și aluminiului, în comparație cu roca inițială, repetă practic solul sodio-slab podzolic, solul podzolic de pădure cenușiu închis este apropiat de solul podzolic sodio-mediu. , iar solul podzolizat de pădure gri deschis se apropie de solul sodio-puternic podzolic conform acestor indicatori. Această stare de fapt i-a permis autorului să concluzioneze, „...că formarea solurilor moderne sodio-podzolice are loc pe o bază minerală deja bine diferențiată anterior, în termeni generali, profund eluvial-transformată în comparație cu roca originală, așadar, cu greu este potrivit să atribuim diferențierea eluvio-iluvială a profilului doar datorită procesului de formare a podzolului în sensul său modern”.

Cel mai apropiat ca compoziție de roca inițială este orizontul C al solului slab podzolic, iar din punct de vedere al grosimii analizate a profilului de sol modern, acesta conținea 4537 tone nămol, 2176 tone aluminiu și 790 tone fier la hectar. Într-un profil de sol puternic podzolic apropiat ca grosime, indicatori similari au fost: 5240, 2585 și 1162 tone la hectar. Adică numai datorită migrației crescute a substanțelor în profilul solului puternic podzolic, de grosime egală cu roca-mamă inițială, ar fi trebuit să se realizeze 884 de tone la hectar de mâl, 409 tone de aluminiu și 372 de tone de fier. Dacă traducem acești indicatori într-un metru cub, obținem, respectiv: 88,4; 40,9 și 37,2 kg. În realitate, profilul solului puternic podzolic, conform lui I.M. Gadzhiev, în raport cu roca-mamă, a pierdut 15,7 kg de silice, 19,8 kg de aluminiu și 11 kg de fier pe m3.

Dacă luăm în considerare pierderea de substanțe analizate în profilul solului sodio-puternic podzolic în raport cu conținutul inițial de substanțe din roca solului slab podzolic, atunci obținem că pierderea de nămol va fi de 135 kg/m3, iar acumularea de aluminiu, dimpotrivă, va fi de 7,5 kg și fier de 3,4 kg.

Pentru a înțelege esența proceselor în desfășurare de transformare a compoziției materiale a solurilor sodio-podzolice din Siberia de Vest și a compara rezultatele cu solurile albite din câmpiile Primorye, am descompus, folosind metoda V.A. Targulyana, conținutul brut de oxizi bazici pe acțiune care vin pe pământul grosier (> 0,001 mm) și fracțiunea mâloasă. Rezultatele obținute pentru solurile sodio-podzolice din Siberia sunt prezentate în Tabelul 2 (indicatorii corespunzători pentru solurile albite din Primorye sunt prezentați în.

Întregul profil al solurilor studiate este destul de clar împărțit în patru zone: acumulativ (orizontul A1), eluvial (orizonturile A2 și Bh), iluvial (orizonturile B1, B2 și BC) și rocă-mamă (orizont C), față de care toate calculele din Tabelul 2. O astfel de împărțire permite o evaluare mai contrastantă a esenței și direcției proceselor de transformare a compoziției materialelor în cadrul unui profil de sol specific și o evaluare totală a echilibrului compoziției materialelor.

masa 2

Principalii indicatori ai echilibrului compoziției materialelor reziduale-carbonat soddy-podzolic

solurile raportate la roca-mamă, kg/m3

Gori- Elemente mecanice Conținut în pământ grosier Conținut în fracțiune de argilă

Pământ grosier Il SiO2 AI2O3 Fe2O3 SiO2 AI2O3 Fe2O3

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

Secțiunea 6-73 Soddy-strong podzolic

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

Secțiunea 9-73 Soddy-slab 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

Notă. 1 - valorile initiale; 2 - conținut în prezent.

Tabelul 2 arată că direcția și intensitatea proceselor de transformare a compoziției materiale a perechilor de sol „înrudite” sunt departe de a fi clare. În zona eluvială a profilului solului puternic podzolic se acumulează fracții grosiere de pământ față de roca-mamă (+46 kg/m3) și se îndepărtează nămol (-101 kg). În zona iluvială a acestor soluri, dimpotrivă, pământul grosier este îndepărtat (-38 kg) și se acumulează nămol (+50 kg). Bilanțul total al pământului grosier în ansamblu de-a lungul profilului este clar neutru (+5 kg), ținând cont de o anumită convenționalitate a componentelor indicatorilor calculați. Soldul total de nămol este negativ -64 kg.

În solul sodio-slab podzolic în toate zonele profilului se observă o scădere a proporției de pământ grosier față de roca-mamă, însumând -146 kg. Acumularea fracțiunii de argilă (55 kg) este tipică doar pentru partea iluvială și, conform acestui indicator, orizonturile B atât ale solurilor puternic podzolice, cât și ale solurilor slab podzolice sunt practic apropiate, 50–55 kg/m3, dar acumularea totală de nămol. în orizonturile B predomină înlăturarea acestuia din zona de acumulare eluvială (+25 kg).

Astfel, în soluri cu diferite grade de podzolicitate, natura redistribuirii elementelor mecanice este diferită atât ca direcție, cât și ca indicatori cantitativi. Într-un sol puternic podzolic, se observă o îndepărtare mai puternică a nămolului din orizonturile de suprafață dincolo de profilul solului, în timp ce într-un sol slab podzolic, dimpotrivă, se observă o îndepărtare slabă a nămolului cu îndepărtarea intensivă a pământului grosier din aproape întreaga grosime a profilului solului.

În solul brun-albit al Primorye (BO), direcția proceselor de redistribuire a elementelor mecanice este de același tip ca în solul puternic podzolic, dar intensitatea (contrastul) este mult mai mare. Deci, acumularea de pământ grosier în munți. A2 a fost de 100 kg, iar îndepărtarea din stratul iluvial a fost de 183, adică -81 kg în total, la +5 în sol puternic podzolic. Îndepărtarea nămolului se desfășoară în mod activ în toată partea eluvio-acumulativă a profilului (-167 kg), iar acumularea lui în orizonturile B este de numai 104 kg. Bilanțul total de nămol în solul BP este de -63 kg, ceea ce este aproape identic cu solul puternic podzolic. În solul de luncă Gley slab albit (LHb) direcția proceselor de redistribuire a elementelor mecanice este aproape aceeași ca în solul BS, dar intensitatea este mult mai mică, deși echilibrul total al elementelor este destul de apropiat și chiar depășește indicele solului mai albit.

În consecință, intensitatea procesului de albire nu se corelează cu adevărat cu natura redistribuirii elementelor mecanice, deși solurile brun-albite sunt mult mai vechi și au depășit în trecut stadiul solurilor de luncă.

Analizând participarea totală și individuală a oxizilor bazici (NiO2, AI2O3, Fe2O3) în compoziția materială a pământului grosier și a nămolului din zonele individuale ale profilului de sol al secțiunilor în raport cu roca-mamă, pot fi identificate următoarele caracteristici și regularități.

În orizontul A1 al solului puternic podzolic, cu îndepărtarea a 3 kg de pământ grosier, cantitatea de oxizi este de 1,6 kg; în partea eluvială a profilului, suma oxizilor bazici este cu 11 kg mai mare decât masa pământului grosier, în timp ce în partea iluvială, dimpotrivă, masa pământului grosier este cu 14 kg mai mare decât suma oxizilor.

În orizontul humus al solului ușor podzolic, ponderea pământului grosier este cu 4 kg mai mult decât conținutul total de oxizi, în zona eluvială acest exces a fost de 10 kg, iar în partea iluvială - 20 kg.

În orizonturile A1 și A2 ale frisoanelor din Primorye, masa pământului grosier coincide practic cu masa oxizilor bazici, iar în orizonturile B depășește cu aproape 50 kg. În partea eluvio-acumulativă a profilului solului slab albit al pajiștii Gley, regularitatea se păstrează, adică masa pământului grosier coincide cu masa oxizilor, iar în orizonturile iluviale B este cu 20 kg mai mult.

În aprecierea valorilor analizate, redistribuirea elementelor mecanice și a oxizilor de bază ai compoziției materiale a solului are o importanță deosebită pentru grosimea stratului calculat, prin urmare, pentru o comparație reală a direcției și intensității proceselor, valorile de echilibru ar trebui reduse la un strat egal în grosime. Ținând cont de grosimea redusă a orizontului de humus al solurilor podzolice virgine, stratul calculat nu poate fi mai mare de 5 cm. Rezultatele unor astfel de recalculări sunt prezentate în Tabelul 3.

Rezultatele recalculării pentru grosime egală a stratului de sol analizat arată clar diferența fundamentală în redistribuirea compoziției materiale a solurilor sodio-podzolice din Siberia și a solurilor albite din Primorye, în funcție de gradul de exprimare a principalelor procese de formarea solului.

Tabelul 3

Bilanțul elementelor mecanice și oxizilor bazici (kg) în stratul calculat 5x100x100 cm

relativ la roca-mamă

Strat, orizonturi Elemente mecanice Pământ grosier (> 0,001) Fracție lămoasă (<0,001)

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

Sol gazon puternic podzolic

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

Gazon-sol ușor podzolic

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

Sol brun-albit

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

Meadow Gley sol ușor albit

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

În special, numai în solurile ușor podzolice există o îndepărtare maximă a pământului grosier pe întregul profil față de roca originală. Maximul cade pe orizontul humusului. Acumularea de pământ grosier în partea eluvială a profilului de sol albit este de 2-3 ori mai mare decât în ​​solul puternic podzolic.

În toate secțiunile analizate se constată o îndepărtare intensivă a nămolului din orizontul humusului: de la 16 kg în solurile podzolice la 19-22 în cele albite. În partea eluvială a profilului, îndepărtarea nămolului este oarecum mai mică și este aproape aceeași pentru toate secțiunile (13-17 kg). Singura excepție este secțiunea de sol slab podzolic, unde îndepărtarea nămolului este minimă - 1,3 kg. În partea iluvială a profilului tuturor secțiunilor, nămolul se acumulează de la 2 la 5 kg pe stratul de sol de 5 cm, ceea ce este absolut inegal cu îndepărtarea sa din straturile de deasupra.

Majoritatea cercetătorilor solurilor podzolice și înrudite sunt înclinați să creadă că principalul criteriu de descompunere a nămolului (podzolizarea) sau uniformitatea acestuia în profil (lesificarea) este indicatorul raportului molecular SiO2 / R2O3, deși există contradicții. În special, S.V. Zonn și colab. subliniază că în condițiile schimbărilor frecvente ale condițiilor de reducere și oxidare, ceea ce este tipic pentru Primorye, există o schimbare semnificativă nu în lumină, ci în fracții mari din compoziția granulometrică a solurilor și în special în conținutul de fier. , care, la eliberare, trece într-o stare segregată. Și aceasta, potrivit autorilor, este diferența fundamentală dintre chimia solurilor brun-albite și a solurilor soddy-podzolice.

Pe baza acestor prevederi, am comparat raporturile moleculare SiO2 / R2O3 și AI2O3 / Fe2O3 în „pământul grosier” și nămolul secțiunilor, luând valoarea acestora în roca-mamă ca fiind de 100%. Desigur, o valoare mai mică de 100% indică o acumulare relativă de sesquioxizi într-o anumită parte a profilului solului și, dimpotrivă, o valoare mai mare de 100% indică scăderea acestora. Datele obținute sunt prezentate în tabelul 4.

O analiză a datelor din Tabelul 4 ne permite să observăm că, judecând după raportul SiO2/R2O3 al fracției de argilă, nu există diferențe semnificative între orizonturile solurilor podzolice (± 7%). În secțiunile de sol albite, această tendință persistă, dar nivelul de expansiune al raporturilor moleculare în orizonturile A1 și A2 ajunge la 15–25%, în funcție de gradul de albire.

Valoarea raportului AI2O3/Fe2O3 în fracția argilosă a secțiunii solurilor slab podzolice și puternic albite este cu adevărat stabilă pe toate orizonturile și, dimpotrivă, diferă semnificativ de cea a solurilor puternic podzolice și puternic albite.

soluri slab albite. Adică, nu se poate face o concluzie fără ambiguitate cu privire la gradul de diferențiere a nămolului în funcție de severitatea procesului principal de formare a podzolului sau de albire în secțiunile luate în considerare.

Tabelul 4

Analiza mărimii rapoartelor moleculare în raport cu roca-mamă

Soluri soddy-podzolice Soluri albite

puternic-slab-puternic-slab-

podzolic podzolic albit albit

Orizont 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<

Fracțiuni de „pământ grosier” (> 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

Fracții „silt” (< 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

Raportul A12O3/Pb20s în solul grosier este ceva mai pronunțat în profilul solului puternic podzolic (-40; -45%) și albire -13%. În profilele de sol de tip ESP slab pronunțat, acest raport are o tendință pozitivă opusă (+5; +10%), iar abaterea maximă de la roca-mamă (+60%) este în orizontul B al solului slab podzolic. .

Astfel, nici datele inițiale privind compoziția materialului, nici încercările de a le analiza cu diverși indicatori calculați nu au evidențiat diferențe clar pronunțate atât între tipurile de sol podzolic și albite, cât și în funcție de gradul de severitate al tipului conducător de proces de formare a solului elementar, în în acest caz, formarea podzolului și lessivare.

Evident, diferențele fundamentale în manifestarea lor se datorează unor procese și fenomene mai dinamice asociate cu formarea humusului, starea fizică și chimică și procesele redox.

Literatură

1. Gadzhiev I.M. Evoluția solului taiga de sud a Siberiei de Vest. - Novosibirsk: Nauka, 1982. - 278 p.

2. Zonn S.V. Pe pădurea brună și pe solurile brune pseudopodzolice ale Uniunii Sovietice // Geneza și geografia

soluri fia. - M.: Nauka, 1966. - S.17-43.

3. Zonn S.V., Nechaeva E.G., Sapozhnikov A.P. Procese de pseudo-podzolizare și lesivare în solurile forestiere din sudul Primoryeului// Soil Science. - 1969. - Nr. 7. - P.3-16.

4. Ivanov G.I. Formarea solului în sudul Orientului Îndepărtat. - M.: Nauka, 1976. - 200 p.

5. Organizarea, compoziția și geneza solului sodio-pal-podzolic pe lut de acoperire / V.A. Tar-gulyan [și alții]. - M., 1974. - 55 p.

6. Solurile podzolice ale părților centrale și de est ale teritoriului european al URSS (pe roci lutoase formatoare de sol). - L.: Nauka, 1980. - 301 p.

7. Rode A.A. Procesele de formare a solului și studiul lor prin metoda staționară // Principii de organizare și metode de studiu staționar al solurilor. - M.: Nauka, 1976. - S. 5-34.

8. Rubtsova P.P., Rudneva E.N. Pe unele proprietăți ale solurilor brune de pădure de la poalele Carpaților și câmpiile din regiunea Amur // Eurasian Soil Sci. - 1967. - Nr. 9. - S. 71-79.

9. Sinelnikov E.P. Optimizarea proprietăților și regimurilor solurilor îmbibate periodic / FEB DOP RAS, Primorskaya GSHA. - Ussuriysk, 2000. - 296 p.

10. Sinelnikov E.P., Cekannikova T.A. Analiza comparativă a echilibrului compoziției materiale a solurilor cu diferite grade de albire în partea de câmpie a Primorsky Krai.Vestn. KrasGAU. - 2011. - Nr. 12 (63). - P.87-92.

UDC 631.4:551.4 E.O. Makushkin

DIAGNOSTICUL SOLURILOR DIN DELTA SUPERIOARĂ SELENGI*

Articolul prezintă diagnosticarea solurilor din cursurile superioare ale deltei râului. Selenga pe baza proprietăților morfogenetice și fizico-chimice ale solurilor.

Cuvinte cheie: deltă, sol, diagnostic, morfologie, reacție, conținut de humus, tip, subtip.

E.O.Makushkin DIAGNOSTICUL SOLURILOR ÎN CURSELE SUPERIOARE A DELTEI RĂULUI SELENGA

Diagnosticarea solurilor din cursul superior al deltei râului Selenga pe baza proprietăților morfogenetice, fizice și chimice ale solurilor este prezentată în articol.

Cuvinte cheie: deltă, sol, diagnostic, morfologie, reacție, conținut de humus, tip, subtip.

Introducere. Unicitatea deltei fluviului Selenga este că este singurul ecosistem deltaic de apă dulce din lume cu o suprafață de peste 1 mie km2, inclus în lista siturilor naturale special protejate a Convenției Ramsar. Prin urmare, este interesant să studiem ecosistemele sale, inclusiv pe cele ale solului.

Anterior, în lumina noii clasificări a solurilor din Rusia, am diagnosticat solurile zonelor înalte ale luncii inundabile terasate și insula mare (insula) Sennaya din partea de mijloc a deltei, insule mici și mari din partea periferică. a deltei.

Ţintă. Efectuați diagnostice de clasificare a solurilor din cursurile superioare ale deltei, ținând cont de prezența unui anumit contrast în peisaj și de specificul influenței factorilor naturali și climatici asupra formării solului.

Obiecte și metode. Obiectele cercetării au fost soluri aluviale din cursurile superioare ale deltei râului. Selenga. Locurile cheie au fost reprezentate în câmpia inundabilă din apropierea canalului și centrală a albiei principale a râului, lângă satul (satul) Murzino, districtul Kabansky al Republicii Buriația, precum și pe insulele cu nume locale: Locuință (vis-a-vis de satul Murzino) , Svinyachiy (800 m de satul Murzino în amonte).

În lucrare au fost utilizate metode comparative geografice, fizico-chimice și morfogenetice. Poziţia de clasificare a solurilor este dată în funcţie de. Sub aspect metodologic, ținând cont de cerințe, lucrarea se concentrează în primul rând pe proprietățile morfogenetice și fizico-chimice ale orizontului superior al humusului. Numerotarea orizonturilor îngropate s-a efectuat, începând de la baza profilului solului, cu cifre majuscule romane, după cum se obișnuiește în studiul formării solului din luncile inundabile.

Rezultate si discutii. Despre cu. Murzino, au fost puse o serie de tăieturi de sol. Primele trei secțiuni de sol au fost așezate de-a lungul transectului în zone din faciesul de câmpie din fața barajului artificial, direct în apropierea satului, în direcția canalului principal din stânga al râului Selenga, format în

Material de examen

Biletul numărul 6.

1. Zonarea este principala metodă de cercetare geografică: ce este un district, principalii factori în formarea raioanelor, importanța zonei, semnele de zonare și tipurile de districte.

2.Studiul tipurilor de zonare a teritoriilor Rusiei.

Biletul numărul 7.

1. Structura administrativ-teritorială a Rusiei: care este diviziunea administrativ-teritorială și principalele sale funcții, federație, subiecții federației și principiile repartizării acestora, districtele federale.

2. Stabiliți componența districtelor federale ale Rusiei.

Biletul numărul 8.

1. Condițiile și resursele naturale ale Rusiei: care sunt condițiile naturale și naturale

resurse, tipuri de resurse naturale.

2.0 evaluarea condițiilor și resurselor naturale ale regiunii naturale a Rusiei.

Biletul numărul 9.

1. Relieful Rusiei: caracteristici principale, munți și câmpii.

2. Să se stabilească dependența distribuției celor mai mari forme de relief de caracteristicile structurale ale scoarței terestre.

Biletul numărul 10.

1. Resursele minerale ale Rusiei și utilizarea lor: distribuția mineralelor în Rusia, tipuri de resurse minerale în funcție de stat agregat și utilizare industrială, poziția Rusiei în lume în ceea ce privește valoarea și rezervele minerale.

2. Explorați caracteristicile distribuției resurselor minerale în Rusia.

Biletul numărul 11.

1. Scoarța terestră și omul: influența scoarței terestre și a proceselor geologice care au loc în ea asupra vieții și activității economice a oamenilor; impactul activității economice umane asupra suprafeței scoarței terestre și asupra structurii părții sale superioare.

2. Să studieze trăsăturile manifestării forțelor interne ale Pământului pe teritoriul Rusiei.

Biletul numărul 12.

1. Clima Rusiei: factori care influențează formarea climei rusești, impactul locației geografice și diferențele semnificative în cantitatea de radiație solară totală asupra temperaturii aerului și a intensității proceselor naturale între regiunile de nord și de sud ale țării.

2. Analizați distribuția radiației solare totale și balanța radiațiilor pe teritoriul Rusiei

Biletul numărul 13.

1. Clima Rusiei: influența caracteristicilor de relief asupra climei Rusiei, tipurile de mase de aer din Rusia și impactul acestora asupra climei diferitelor părți ale țării, maximul asiatic și influența acesteia asupra teritoriului Rusiei.

2. Determinați tipurile de climă conform descrierii și stabiliți orașul (obiectul geografic) situat în acest tip de climă conform climatogramelor

Biletul numărul 14.

1. Clima Rusiei: distribuția temperaturii aerului, precipitațiilor atmosferice și umidității pe teritoriul Rusiei.

2. Stabiliți asemănări și diferențe în distribuția temperaturilor aerului de vară și iarnă și identificați caracteristicile de umiditate în diferite părți ale Rusiei.

Biletul numărul 15.

1. Zone și regiuni climatice: indicatori ai diferențelor și principalele caracteristici ale climei zonelor și regiunilor climatice ale Rusiei.

2. Analiza principalilor indicatori ai tipurilor de climă din Rusia.

Biletul numărul 16.

1. Fronturi atmosferice, cicloni și anticicloni: cum apar și cum afectează vremea.

2. Determinați tipul de vreme în funcție de trăsăturile caracteristice.

Biletul numărul 17.

4. Precizați subiectele Federației Ruse cu cea mai mare creștere naturală a populației. Cu ce ​​este legat?

Biletul numărul 24.

2. Explorați trăsăturile piramidei de vârstă și sex a Rusiei (vezi atlasul, p. 22).

"Asistent"

1. Cum reflectă piramida modernă a genurilor și vârstei urmele schimbărilor sociale majore experimentate de Rusia în secolul al XX-lea?

2. Stabiliți în ce grupe de vârstă ale populației se observă cel mai mare exces de femei față de bărbați?

3. Ce proporție din populația țării sunt bărbați și femei? Care sunt cauzele dezechilibrului de gen?

Biletul numărul 25.

2. Explorați trăsăturile compoziției etnice, lingvistice și religioase a populației din partea europeană a Rusiei (vezi atlasul, pp. 24-25).

"Asistent"

1. Stabiliți ce popoare locuiesc în partea europeană a Rusiei? Cărei familii și grupuri lingvistice aparțin?

2. Ce popoare care trăiesc aici sunt printre cele mai mari (mai mult de 1 milion de oameni)? Determinați cele mai multinaționale regiuni din partea europeană a Rusiei.

4. În ce subiecte din această parte a Federației Ruse predomină popoarele indigene?

5. Care familii și grupuri lingvistice sunt cele mai mari și care sunt cele mai mici?

b. Stabiliți ce religii profesează populația din partea europeană a Rusiei? Care dintre ele este cea mai comună printre credincioși?

7. Stabiliți principalele domenii de răspândire a islamului și budismului - Lamaismul și popoarele care profesează aceste religii.

8. Cum să explic diversitatea popoarelor, limbilor și religiilor din partea europeană a Rusiei?

Biletul numărul 26.

2. Explorați schimbările în densitatea populației în zona principală de așezare a Rusiei (vezi atlasul, pp. 22-23).

"Asistent"

1. Determinați zonele țării cu cea mai mare densitate a populației.

2. Stabiliți valoarea densității populației predominante în partea europeană a țării. Unde este maxim si minim?

H. Cum se schimbă densitățile populației în zona dintre Tyumen și Irkutsk?

4. Ce densitate a populației predomină în zona de la Ulan-Ude până la Vladivostok?

5. Comparați cărțile „Favorabilitatea condițiilor naturale pentru viața oamenilor” și

„Populația de plasare” și formulați o concluzie.

Biletul numărul 27.

2. Explorați caracteristicile locației orașelor de pe teritoriul Rusiei (vezi atlasul p. 22-

"Asistent"

1. Stabiliți care parte a Rusiei (europeană sau asiatică) are mai multe orașe?

2. Numărați numărul de orașe milionare, cele mai mari și mai mari orașe din părțile europene și asiatice ale Rusiei și formulați o concluzie.

3. Stabiliți modul în care numărul orașelor cu o populație de peste 500 de mii de locuitori se corelează cu zona principală de așezare și cu condițiile naturale favorabile vieții oamenilor.

4. Determinați cum s-a schimbat populația urbană modernă a Rusiei? Cu ce ​​este legat?

Biletul numărul 28.

2. Explorați diferențele geografice în creșterea (pierderea) migrației a populației de pe teritoriul Rusiei (vezi atlasul p. 25).

"Asistent"

1. Determinați subiecții Federației Ruse cu cea mai mare rată de creștere a migrației.

2. Setați subiecții Federației Ruse cu pierderea migrației.

H. Formulați o concluzie rezonabilă cu privire la cauzele fluxurilor de migrație moderne pe teritoriul Rusiei.

Considerat la Asociația Metodologică și recomandat pentru examenul de geografie „Rusia: natură, populație, economie”, nota 8.

Rolul de formare a reliefului al mișcărilor tectonice verticale de ordin superior constă și în faptul că ele controlează distribuția zonelor ocupate de uscat și de mare (determină transgresiuni și regresii marine), determină configurația continentelor și oceanelor.

Distribuția zonelor ocupate de uscat și de mare, precum și configurația continentelor și oceanelor, este cunoscută a fi cauza principală a schimbărilor climatice de pe suprafața Pământului. În consecință, mișcările verticale au nu numai un efect direct asupra reliefului, ci și indirect, prin intermediul climei, al cărui efect asupra reliefului a fost discutat mai sus (Capitolul 4).

ROLUL DE FORMARARE A RELIEFULUI AL ULTIMELOR MIȘCĂRI TECTONICE ALE SCORTEI PĂMÂNTRE

În capitolele precedente am discutat despre reflectarea structurilor geologice în relief și influența asupra reliefului a diferitelor tipuri de mișcări tectonice, indiferent de momentul manifestării acestor mișcări.

S-a stabilit acum că rolul principal în formarea principalelor trăsături ale reliefului modern de origine endogenă aparține așa-numitului ultima tectonica

Orez. 12. Schema ultimelor mișcări tectonice (neogene-cuaternare) de pe teritoriul URSS (după, simplificată semnificativ): / - zone de mișcări pozitive foarte slab exprimate; 2-zone de mișcări pozitive liniare slab exprimate; 3 - zone de ridicare intensă a cupolei; 4 - zone cu urcușuri și coborâșuri liniare slab pronunțate; 5 - zone de ridicări liniare intense cu pante mari (o) și semnificative (b) de mișcări verticale; 6 - zonele de subsidență emergente (a) și predominante (b); 7-limita zonelor cu cutremure puternice (7 puncte și mai mult); c - limita de manifestare a vulcanismului neogen-cuaternar; 9 - granița de distribuție a operațiunilor

dvizheniyam, prin care majoritatea cercetătorilor înțeleg mișcările care au avut loc în timpul neogen-cuaternar. Acest lucru este dovedit destul de convingător, de exemplu, de o comparație între harta hipsometrică a URSS și harta mișcărilor tectonice recente (Fig. 12). Astfel, zonele cu mișcări tectonice pozitive verticale slab pronunțate în relief corespund câmpiilor, podișurilor joase și platourilor cu o acoperire subțire de depozite cuaternare: Câmpia Est-Europeană, o parte semnificativă a Ținutului Siberian de Vest, Podișul Ustyurt, Siberia Centrală. Platou.

Zonele de subsidență tectonic intensă, de regulă, corespund zonelor joase cu o grosime densă de sedimente neogene-cuaternare: câmpia Caspică, o parte semnificativă a zonei joase Turan, câmpia nord-Siberiei, câmpia Kolyma etc. Munții corespund. spre zone cu mișcări tectonice intense, predominant pozitive: Caucaz, Pamir, Tien Shan, munții Baikal și Transbaikalia etc.

În consecință, rolul de formare a reliefului al ultimelor mișcări tectonice s-a manifestat în primul rând în deformarea suprafeței topografice, în crearea unor forme de relief pozitive și negative de diverse ordine. Prin diferențierea suprafeței topografice, ultimele mișcări tectonice controlează localizarea pe suprafața Pământului a zonelor de îndepărtare și acumulare și, drept consecință, a zonelor cu predominanța denudației (elaborate) și a reliefului acumulativ. Viteza, amplitudinea și contrastul ultimelor mișcări afectează semnificativ intensitatea manifestării proceselor exogene și se reflectă și în morfologia și morfometria reliefului.

Expresia în relieful modern a structurilor create prin mișcări neotectonice depinde de tipul și natura mișcărilor neotectonice, de litologia straturilor deformabile și de condițiile fizice și geografice specifice. Unele structuri se reflectă direct în relief, în locul altora se formează un relief inversat, în locul celui de-al treilea - diferite tipuri de forme de tranziție de la relief direct la relief inversat. Varietatea relațiilor dintre relief și structurile geologice este caracteristică în special structurilor mici. Structurile mari, de regulă, își găsesc expresie directă în relief.

Formele de relief care își datorează originea structurilor neotectonice se numesc morfostructuri.În prezent, nu există o interpretare unică a termenului „morfostructură” nici în ceea ce privește scara formelor, nici în ceea ce privește natura corespondenței dintre structură și expresia ei în relief. Unii cercetători înțeleg prin morfostructuri atât directe, cât și inversate, precum și orice alt relief care a apărut la locul unei structuri geologice, în timp ce alții înțeleg doar relief direct. Punctul de vedere al acestuia din urmă este poate mai corect. Prin morfostructuri vom numi forme de relief de diferite scări, al căror aspect morfologic corespunde în mare măsură tipurilor de structuri geologice care le-au creat.

Datele disponibile în prezent pentru geologie și geomorfologie indică faptul că scoarța terestră suferă deformații aproape peste tot și de o natură diferită: atât oscilatoare, cât și pliante și care formează rupturi. Deci, de exemplu, în prezent, teritoriul Fennoscandia și o parte semnificativă a teritoriului Americii de Nord, adiacent Golfului Hudson, se confruntă cu ridicare. Ratele de creștere a acestor teritorii sunt foarte semnificative. În Fennoscandia, acestea sunt de 10 mm pe an (semnele de nivelul mării făcute în secolul al XVIII-lea pe malul Golfului Botniei sunt ridicate peste nivelul actual cu 1,5-2,0 m).

Țărmurile Mării Nordului din Olanda și zonele ei învecinate se scufundă, forțând locuitorii să construiască baraje pentru a proteja teritoriul de la apariția mării.

Mișcările tectonice intense sunt experimentate de zonele de pliere alpină și de centurile geosinclinale moderne. Conform datelor disponibile, Alpii s-au ridicat cu 3-4 km în perioada Neogene-Cuaternarului, Caucazul și Himalaya s-au ridicat cu 2-3 km doar în perioada Cuaternarului, iar Pamirul cu 5 km. Pe fondul ridicărilor, unele zone din zonele de pliere alpină experimentează o tasare intensă. Astfel, pe fondul ridicării Caucazului Mare și Mic, câmpia Kuro-Araks închisă între ele experimentează o tasare intensă. Dovadă a mișcărilor multidirecționale existente aici este poziția liniilor de coastă ale mărilor antice, predecesorii Mării Caspice moderne. Sedimentele de coastă ale uneia dintre aceste mări - Baku târziu, al cărei nivel era situat la o înălțime absolută de 10--12 m, sunt în prezent urmărite în periclinalul de sud-est al Caucazului Mare și pe versanții Munților Talysh la cote absolute. de + 200-300 m, iar în interiorul Ținutului Kuro-Araks a fost deschis de puțuri la cote absolute de minus 250-300 m. Se observă mișcări tectonice intense în cadrul crestelor mijlocii oceanice.

Manifestarea mișcărilor neotectonice poate fi judecată după numeroase și foarte diverse caracteristici geomorfologice. Iată câteva dintre ele: a) prezența teraselor maritime și fluviale, a căror formare nu este asociată cu impactul schimbărilor climatice; b) deformari ale teraselor maritime si fluviale si suprafete antice de aliniament de denudare; c) recife de corali adânc scufundate sau foarte ridicate; d) forme de coastă marine inundate și unele surse carstice subacvatice, a căror poziție nu poate fi

explicați prin fluctuații eustatice1 ale nivelului Oceanului Mondial sau alte motive;

e) văi antecedente formate ca urmare a tăierii de către râu a unei ridicări tectonice care are loc în calea acestuia - un pliu sau bloc anticlinal (Fig. 13),

Manifestarea mișcărilor neotectonice poate fi judecată și după o serie de semne indirecte. Formele de relief fluviale sunt sensibile la acestea. Astfel, zonele care se confruntă cu ridicări tectonice sunt de obicei caracterizate printr-o creștere a densității și adâncimii.

dezmembrarea erozională în comparație cu teritoriile care sunt stabile din punct de vedere tectonic sau experimentând imersiunea. Aspectul morfologic al formelor de eroziune se modifică și în astfel de zone: văile devin de obicei mai înguste, versanții devin mai abrupți, are loc o modificare a profilului longitudinal al râurilor și schimbări bruște ale direcției curgerii lor în plan, ceea ce nu poate fi explicat prin alte motive. , etc. Astfel, există o relație strânsă între natura și intensitatea ultimelor mișcări tectonice și morfologia reliefului. Această legătură permite utilizarea pe scară largă a metodelor geomorfologice în studiul mișcărilor neotectonice și al structurii geologice a scoarței terestre.

1 Fluctuațiile eustatice sunt schimbări lente ale nivelului Oceanului Mondial, care au loc simultan și cu același semn pe întreaga zonă a oceanului, ca urmare a creșterii sau scăderii debitului de apă în ocean.

Pe lângă ultimele mișcări tectonice, există și așa-numitele dvi modernzheniya, sub care, conform

Înțelegeți mișcările în timp istoric şi manifestându-se acum. Existența unor astfel de mișcări este evidențiată de multe date istorice și arheologice, precum și de date de la nivelări repetate. Vitezele mari ale acestor mișcări remarcate într-o serie de cazuri dictează necesitatea urgentă de a le lua în considerare în construcția de structuri pe termen lung - canale, conducte de petrol și gaze, căi ferate etc.

CAPITOLUL 6 MAGMATISM ȘI FORMARE DE RELIEF

Magmatismul joacă un rol important și foarte divers în formarea reliefului. Acest lucru se aplică atât magmatismului intruziv, cât și efuziv. Formele de relief asociate magmatismului intruziv pot fi atât rezultatul influenței directe a corpurilor magmatice (batoliți, lacoliți etc.), cât și rezultatul pregătirii rocilor magmatice intruzive, care, după cum sa menționat deja, sunt adesea mai rezistente la forţe externe decât rocile gazdă.rocile lor sedimentare.

Batoliții sunt cel mai adesea limitate la părțile axiale ale anticlinoriei. Ele formează forme mari de relief pozitiv, a căror suprafață este complicată de forme mai mici, care își datorează aspectul influenței diferiților agenți exogeni, în funcție de condițiile fizice și geografice specifice.

Exemple de batoliți granitici destul de mari de pe teritoriul URSS sunt un masiv din partea de vest a lanțului Zeravshan din Asia Centrală (Fig. 14), un masiv mare din lanțul Konguro-Alagez din Transcaucazia.

Laccoliții apar singuri sau în grupuri și sunt adesea exprimați în relief cu forme pozitive sub formă de cupole „li” pâini. Laccoliți binecunoscuti din Caucazul de Nord

Orez. 15. Laccoliții din Mineralnye Vody, Caucazul de Nord (fig.)

(Fig. 15) în zona orașului Mineralnye Vody: munții Beshtau, Lysaya, Zheleznaya, Zmeinaya etc. Laccoliții tipici, bine exprimați în relief, sunt cunoscuți și în Crimeea (muntii Ayu-Dag , Kastel).

Laccoliții și alte corpuri intruzive au adesea ramuri asemănătoare venelor numite apofize. Au tăiat rocile gazdă în direcții diferite. Apofizele pregătite pe suprafața pământului formează corpuri înguste, verticale sau cu adâncime abruptă, asemănătoare cu pereții prăbușiți (Fig. 16.5-). B). Intruziunile straturilor sunt exprimate în relief sub formă de trepte similare treptelor structurale formate ca urmare a denudarii selective în rocile sedimentare (Fig. 16, L-L). Intruziunile de foi pregătite sunt larg răspândite în Podișul Siberiei Centrale, unde sunt asociate cu pătrunderea rocilor. formarea capcanelor 1.

Corpurile magmatice complică structurile pliate și reflectarea lor în relief. În relief se reflectă clar formațiunile asociate cu activitatea magmatismului efuziv, sau vulcanismului, care creează un relief complet unic. Vulcanismul este un obiect de studiu al unei științe geologice speciale - vulcanologia, dar o serie de aspecte ale manifestării vulcanismului sunt de importanță directă pentru geomorfologie.

În funcție de natura orificiilor de evacuare, se disting erupțiile areală, liniarăși central. Erupțiile areale au dus la formarea de vaste platouri de lavă. Cele mai faimoase dintre ele sunt platourile de lavă din Columbia Britanică și Deccan (India).

Orez. 16. Corpuri intruzive pregătite: DAR-DAR- intruziune plastovan (prag); B-B vena secanta (diga)

DIV_ADBLOCK703">

În epoca geologică modernă, cel mai frecvent tip de activitate vulcanică este tipul central de erupții, în care magma curge din interior spre suprafață către anumite „puncte”, situate de obicei la intersecția a două sau mai multe falii. Fluxul magmei are loc printr-un canal de alimentare îngust. Produsele erupției sunt depuse periclinal (adică cu o cădere în toate direcțiile) față de ieșirea canalului de alimentare la suprafață. Prin urmare, o formă acumulativă mai mult sau mai puțin semnificativă, vulcanul însuși, se ridică de obicei deasupra centrului erupției (Fig. 17).

Într-un proces vulcanic, aproape întotdeauna se pot distinge două etape - exploziv, sau exploziv și eruptiv, sau stadiul de ejecție și acumulare a produselor vulcanice. Calea de tip canal către suprafață se sparge în prima etapă. Eliberarea lavei la suprafață este însoțită de o explozie. Ca rezultat, partea superioară a canalului se extinde ca o pâlnie, formând o formă negativă de relief - un crater. Revărsarea ulterioară de lavă și acumularea de material piroclastic au loc de-a lungul periferiei acestei forme negative. În funcție de stadiul de activitate a vulcanului, precum și de natura acumulării produselor de erupție, se disting mai multe tipuri morfogenetice de vulcani: maars, domuri extruzive, vulcani scut, stratovulcani.

Maar- forma de relief negativă, de obicei în formă de pâlnie sau cilindrică, formată ca urmare a unei explozii vulcanice. Aproape că nu există acumulări vulcanice de-a lungul marginilor unei astfel de depresiuni. Toate maarele cunoscute în prezent sunt formațiuni relicve inactive. Număr mare Maar este descrisă în regiunea Eifel din Germania, în Masivul Central din Franța. Majoritatea marilor într-un climat umed sunt umplute cu apă și se transformă în lacuri. Dimensiuni Maar - de la 200 m până la 3,5 km în diametru la o adâncime de 60 până la 400 m

Orez. 17. Conuri vulcanice. Craterele și barancos-urile de pe versanți sunt clar vizibile

Napoli "href="/text/category/neapolmz/" rel="bookmark">Napoli) a apărut în câteva zile literalmente din senin și este în prezent un deal de până la 140 m înălțime. Cele mai mari structuri vulcanice sunt stratovulcani. Structura stratovulcanilor implică atât straturi de lave, cât și straturi de material piroclastic. Mulți stratovulcani au o formă conică aproape regulată: Fujiyama în Japonia, sărurile Klyuchevskaya și Kronotskaya în Kamchatka, Popokatepetl în Mexic etc. (vezi Fig. 17). Dintre aceste formațiuni, munții cu înălțimea de 3-4 km nu sunt neobișnuiți. Unii vulcani ajung la 6 km. Mulți stratovulcani poartă zăpadă veșnică și ghețari pe vârfurile lor.

Mulți vulcani dispăruți sau temporar inactivi au cratere ocupate de lacuri.

Mulți vulcani au așa-numitele caldere. Acestea sunt cratere foarte mari, în prezent inactive, iar craterele moderne sunt adesea situate în interiorul calderei. Sunt cunoscute caldere de până la 30 km. În partea de jos a calderelor, relieful este relativ uniform; părțile laterale ale calderelor îndreptate spre centrul erupției sunt întotdeauna foarte abrupte. Formarea calderelor este asociată cu distrugerea orificiului vulcanic prin explozii puternice. În unele cazuri, caldera are o origine eșuată. În vulcanii dispăruți, expansiunea caldeii poate fi, de asemenea, asociată cu activitatea agenților exogeni.

Un relief deosebit este format din produsele lichide ale erupțiilor vulcanice. Lava a erupt din craterele centrale sau laterale curge în jos pe versanți sub formă de pâraie. După cum sa menționat deja, fluiditatea lavei este determinată de compoziția sa. Lava foarte groasă și vâscoasă are timp să se întărească și să-și piardă mobilitatea chiar și în partea superioară a pantei. La vâscozitate foarte mare, se poate solidifica în aerisire, formând o „coloană de lavă” gigantică sau „deget de lavă”, așa cum a fost cazul, de exemplu, în timpul erupției vulcanului Pele din Martinica în 1902. De obicei, o curgere de lavă arată. ca un arbore turtit care se întinde pe panta, cu o umflare foarte pronunțată la capăt. Lavele bazaltice pot da naștere la fluxuri lungi care se extind pe mulți kilometri și chiar zeci de kilometri și opresc mișcarea lor pe o câmpie sau platou adiacent vulcanului sau în fundul plat al caldeii. Fluxurile de bazalt cu lungimea de 60-70 km nu sunt neobișnuite în Insulele Hawaii și Islanda.

Fluxurile de lavă cu compoziție liparitică sau andezitică sunt mult mai puțin dezvoltate. Lungimea lor depășește rar câțiva kilometri. În general, pentru vulcanii care ejectează produse cu compoziție acidă sau intermediară, o parte mult mai mare în volum este mai degrabă piroclastică decât material de lavă.

În timp ce se solidifică, fluxul de lavă este mai întâi acoperit cu o crustă de zgură. În cazul unei ruperi a crustei în orice loc, partea nerăcită a lavei curge de sub crustă. Ca rezultat, se formează o cavitate - lavăgrotă, sau pestera de lava. Când acoperișul peșterii se prăbușește, se transformă într-o formă negativă de relief de suprafață - lavotobogan. Jgheaburile sunt foarte caracteristice peisajelor vulcanice din Kamchatka.

Suprafața fluxului înghețat capătă un fel de microrelief. Cele mai comune sunt două tipuri de microrelief de suprafață a curgerii de lavă: a) microrelief blocatși b) lavă intestinală. Fluxurile de lavă blocate sunt o grămadă haotică de blocuri unghiulare sau topite, cu numeroase eșecuri și grote. Astfel de forme nodulare apar când continut ridicat gaze din compoziția lavelor și la o temperatură de curgere relativ scăzută. Lavele intestinale se disting printr-o combinație bizară de valuri înghețate, pliuri întortocheate, în general, care seamănă cu adevărat cu „grămădele de intestine uriașe sau mănunchiuri de frânghii răsucite” (). Formarea unui astfel de microrelief este caracteristică lavelor cu o temperatură ridicată și un conținut relativ scăzut de componente volatile.

Eliberarea de gaze dintr-un flux de lavă poate avea caracterul unei explozii. În aceste cazuri, zgura este îngrămădită sub formă de con pe suprafața curgerii. Astfel de forme sunt numite forja. Uneori arată ca niște stâlpi de până la câțiva metri înălțime. Cu o eliberare mai calmă și mai prelungită de gaze și fisuri în zgură, așa-numita fumarole. O serie de produse de eliberare de fumarole se condensează în condiții atmosferice, iar înălțimi asemănătoare craterelor, compuse din produși de condensare, se formează în jurul locului unde gazele scapă.

Cu fisuri și revărsări suprafețe de lave, spațiile vaste sunt, parcă, umplute cu lavă. Islanda este o țară clasică a erupțiilor de fisuri. Aici, marea majoritate a vulcanilor și a fluxurilor de lavă se limitează la o depresiune care taie insula de la sud-vest și nord-est (așa-numitul Marele Graben al Islandei). Aici se pot observa foi de lavă întinse de-a lungul falilor, precum și crăpături căscate, încă neîncărcate complet cu lave. Vulcanismul cu fisuri este, de asemenea, caracteristic Muntilor Armeni. Mai recent, pe Insula de Nord a Noii Zeelande au avut loc erupții de fisuri.

Volumul fluxurilor de lavă izbucnite din fisurile din Marele Graben al Islandei ajunge la 10-12 metri cubi. km. Revărsări suprafețe grandioase au avut loc în trecutul recent în British Columbia, pe Podișul Deccan, în Patagonia de Sud. Fluxurile de lavă îmbinate de diferite vârste formează aici platouri continue cu o suprafață de până la câteva zeci și sute de mii de kilometri pătrați. Deci platoul de lavă din Columbia are o suprafață de peste 500 de mii de kilometri pătrați, iar grosimea lavelor care îl compun ajunge la 1100-

1800 m. Lavele au umplut toate formele negative ale reliefului anterior, determinând alinierea aproape perfectă a acestuia. În prezent, înălțimea platoului este de la 400 la 1800 m. Văile numeroaselor râuri tăiate adânc în suprafața lui. Pe cele mai tinere acoperiri de lavă s-au păstrat microreliefuri blocate, conuri de cenuşă, peşteri de lavă şi jgheaburi.

În timpul erupțiilor vulcanice subacvatice, suprafața fluxurilor magmatice erupte se răcește rapid. Presiunea hidrostatică semnificativă a coloanei de apă previne procesele explozive. Ca urmare, se formează un fel de microrelief. sharoiforme, sau pernă, lavă.

Revărsările de lavă nu formează doar forme de relief specifice, dar pot afecta semnificativ un relief deja existent. Deci, fluxurile de lavă pot afecta rețeaua fluvială, pot provoca restructurarea acesteia. Blocând văile râurilor, acestea contribuie la inundații catastrofale sau la secarea zonei; pierderea fluxurilor sale. Pătrunzând până la malul mării și solidificându-se aici, curgerile de lavă schimbă contururile litoralului și formează un tip morfologic special de coaste maritime.

Revărsarea de lave și ejecția de material piroclastic determină inevitabil formarea unui deficit de masă în intestinele Pământului. Acesta din urmă provoacă tasarea rapidă a unor părți ale suprafeței pământului. În unele cazuri, începutul erupției este precedat de o ridicare vizibilă a terenului. De exemplu, înainte de erupția vulcanului Usu de pe insula Hokkaido, s-a format o falie mare, de-a lungul căreia o suprafață de aproximativ 3 km2 a crescut cu 155 m în trei luni, iar după erupție a coborât cu 95 m. .

Vorbind despre rolul de formare a reliefului al magmatismului efuziv, trebuie remarcat faptul că în timpul erupțiilor vulcanice pot apărea modificări bruște și foarte rapide ale reliefului și ale stării generale a zonei înconjurătoare. Astfel de schimbări sunt deosebit de mari în timpul erupțiilor de tip exploziv. De exemplu, în timpul erupției vulcanului Krakatau din strâmtoarea Sunda din 1883, care a avut caracterul unei serii de explozii, cea mai mare parte a insulei a fost distrusă, iar în acest loc s-au format adâncimi mari de până la 270 m. vulcanul a provocat formarea unui val uriaș - un tsunami care a lovit coasta Java și Sumatra. A provocat mari pagube regiunilor de coastă ale insulelor, ducând la moartea a zeci de mii de locuitori. Un alt exemplu de acest fel este erupția vulcanului Katmai din Alaska în 1912. Înainte de erupție, vulcanul Katmai avea forma unui con regulat de 2286 m adâncime.

Relieful vulcanic este expus în continuare proceselor exogene, ducând la formarea unor peisaje vulcanice deosebite.

După cum se știe, craterele și părțile de vârf ale multor vulcani mari sunt centre de glaciare montană. Deoarece formele de relief glaciare formate aici nu au nicio caracteristică fundamentală, ele nu sunt luate în considerare în mod special. Formele fluviale ale regiunilor vulcanice au propriile lor specificuri. apa topită, curgerile de noroi, care se formează adesea în timpul erupțiilor vulcanice, apele atmosferice afectează semnificativ versanții vulcanilor, în special pe cei în structura cărora rolul principal revine materialului piroclastic. În acest caz, se formează un sistem radial al rețelei de râpe - așa-numitul barancos. Acestea sunt brazde de eroziune adânci, divergente, parcă, de-a lungul razelor din vârful vulcanului (vezi - Fig. 17).

Barrancos ar trebui să se distingă de brazdele arate în acoperirea liberă de cenușă și lapilli de blocuri mari aruncate în timpul erupției. Astfel de formațiuni sunt adesea numite cicatrici. Sharrs, ca depresiuni liniare originale, pot fi apoi transformate în brazde de eroziune. Există opinia că o parte semnificativă a barancos a fost fondată pe fostele sharras.

Modelul general al rețelei fluviale din regiunile vulcanice are adesea un caracter radial. Alte caracteristici distinctive ale văilor râurilor din regiunile vulcanice sunt cascadele și rapidurile formate ca urmare a râurilor care traversează fluxuri de lavă solidificate sau capcane, precum și lacuri de baraj sau prelungiri de văi asemănătoare lacurilor în locul lacurilor drenate care apar atunci când un râu este blocat de un flux de lavă. În locurile de acumulare de cenușă, precum și pe învelișurile de lavă, din cauza permeabilității ridicate a rocilor pe suprafețe vaste, este posibil să nu existe deloc cursuri de apă. Astfel de zone au aspectul unor deșerturi stâncoase.

Multe regiuni vulcanice sunt caracterizate prin ieșiri de ape calde sub presiune numite gheizere. Apele calde de adâncime conțin multe substanțe dizolvate care precipită atunci când apele se răcesc. Prin urmare, locurile de unde ies izvoarele termale sunt înconjurate de terase sinterizate, adesea cu forme bizare. Gheizerele și terasele care le însoțesc sunt cunoscute pe scară largă în Parcul Yellowstone din SUA, în Kamchatka (Valea Gheizerelor), în Noua Zeelandă și în Islanda.

În regiunile vulcanice, există și forme specifice de pregătire a intemperiilor și a denudarii. Astfel, de exemplu, învelișurile groase de bazalt sau fluxurile de bazalt, mai rar andezitic, lavă, atunci când sunt răcite și sub influența agenților atmosferici, sunt sparte prin fisuri în unități columnare. Destul de des, piesele individuale sunt stâlpi cu mai multe fațete care arată foarte impresionant în aflorimente. Afloririle de fisuri de pe suprafața stratului de lavă formează un microrelief poligonal caracteristic. Astfel de spații de ieșiri de lavă, împărțite printr-un sistem de poligoane - hexagoane sau pentagoane, se numesc „giganții de pod”.

În timpul denudarii prelungite a reliefului vulcanic, acumulările de material piroclastic sunt distruse în primul rând. Lavă mai rezistentă și alte formațiuni magmatice

expus la preparare de către agenți exogeni. forme caracteristice preparatele sunt menționate mai sus diguri, precum și gâturile(dopurile de lavă pregătite s-au solidificat în craterul unui vulcan).

Disecția erozală profundă și denudarea pantei pot duce la separarea platoului de lavă în zone de înaltă asemănătoare platourilor separate, uneori departe unele de altele. Astfel de forme reziduale sunt numite Meuse(singular - mesa).

shortcodes">

Datorită volumului mare, acest material este plasat pe mai multe pagini:
4