Pri určovaní objemu a intenzity tréningových záťaží, ktoré poskytujú optimálny efekt adaptácie, sú možné dva spôsoby. Prvý -- intenzívnym spôsobom, spočívajúce v ďalšom zvyšovaní celkového objemu tréningových záťaží. Na tejto ceste sú dnes možnosti ďalšieho športového rastu pre vysokokvalifikovaných športovcov prakticky vyčerpané. Sľubnejšia z hľadiska ďalšieho pokroku vo svetovom športe je druhá možnosť -- spôsob zintenzívnenia tréningovej činnosti. Takto sa pri zachovaní už dosiahnutých (takmer obmedzujúcich) objemov tréningového zaťaženia navrhuje taká kombinácia vysokointenzívnej, rozvíjajúcej sa záťaže s nosnou záťažou, pri zachovaní dosiahnutej úrovne fungovania potrebných systémov, ktorá vytvára tzv. najlepšie podmienky na dosiahnutie športových úspechov.

Skúsenosti s tréningom najsilnejších športovcov ukazujú možnosť každoročného nárastu celkového množstva tréningového zaťaženia o 20%. U mladých športovcov je toto zvýšenie možné o 40 - 50 % prispôsobiť sa jej v závislosti od typu atletiky a jej individuálnych vlastností. Prirodzene sa zvyšuje intenzita cvičení, čo sa prejavuje zvýšením objemu záťaže vykonávanej pri maximálnej a takmer limitnej rýchlosti pri behu; pri zvyšovaní dĺžky a výšky skokov, dosahu hodu, hmotnosti projektilov a činiek; v energickejšom, zvýšenom tempe a rytme špeciálne cvičenia. Jedným z ukazovateľov intenzity športovej záťaže je nárast počtu súťaží.

Moderné predstavy o pomere objemu a intenzity tréningového zaťaženia v celoročnom cykle navrhujú budovať tréningový proces tak, aby bez oponovania objemu intenzity periodicky simuloval záťaž a napätie charakteristické pre súťaže. Celoročné aplikácie špeciálneho tréningu a hlavného typu (hlavná vzdialenosť, hlavná strela, vlastný skok a pod.) sú neoddeliteľnou súčasťou moderného tréningového systému. Táto štruktúra umožňuje rozšírenie súťažného kalendára, čím sa stáva celoročným. Zároveň je potrebné zabezpečiť povinnú variabilitu zaťaženia na základe zákonov adaptácie, potom budú vysokokvalifikovaní športovci schopní vykazovať vysoké výsledky každých 1,5 - 2 mesiace.

Organickou súčasťou každého cvičenia, ktoré ovplyvňuje záťaž, je správne organizovaný odpočinok. Racionálne striedanie práce a odpočinku je základom celého športového tréningu a siaha až do opakovaného pôsobenia záťaže v jednom tréningovom dni, počas týždňa, mesiaca, roka a rokov.

Opakované používanie tréningových a súťažných záťaží je organicky prepojené s časovými intervalmi medzi nimi as procesmi regenerácie. Počet opakovaní, cvičení, povaha a trvanie intervalov odpočinku závisí od úloh, prostriedkov a metód tréningu, ako aj od charakteristík druhov atletiky, úrovne pripravenosti športovca a vonkajších podmienok.

Medzi jednotlivými cvičeniami a hodinami je vo všetkých prípadoch dôležité stanoviť také prestávky na odpočinok, ktoré s prihliadnutím na veľkosť použitej záťaže a charakter vykonávaných pohybov poskytujú primeraný tréningový efekt. V závislosti od formy organizácie relaxácia sa stane pasívny a aktívny. Medzi cvičeniami, ktoré vyžadujú presné pohyby a veľkú koncentráciu, voľný čas dáva dobré výsledky pri obnove pracovnej kapacity. Rekreačne sa na hodinách komplexne koordinačných druhov atletiky (beh cez prekážky, skoky do výšky a skoky o žrdi, hod kladivom a oštepom) využíva pomalý beh, chôdza alebo krátke športové a outdoorové hry. A naopak, počas lekcií cyklického typu je možné ponúknuť na odpočinok krátkodobé vykonávanie pohybov s komplexnou koordináciou.

Každé nové opakovanie by sa nemalo konať na pozadí únavy z predchádzajúcich akcií. Dĺžka odpočinku sa v týchto prípadoch pohybuje od 1 minúty (pri hode) do 3-4 minút (pri skoku o žrdi). Pokiaľ ide o prestávku medzi triedami, v prvej fáze výcviku v športovom vybavení by sa mali vykonávať denne av budúcnosti - 3-4 krát týždenne. Ak je prestávka 48 hodín, vedie to k zníženiu úrovne preberaného učiva lekcie až o 25%, a to predovšetkým v dôsledku otupenia kinestetickej citlivosti.

Z hľadiska trvania možno odpočinok medzi záťažami rozdeliť do štyroch typov: 1) úplný (obyčajný); 2) neúplné (superkompenzačné); 3) znížená (tvrdá); 4) dlhý (mäkký). Striedaním intervalov odpočinku pri rovnakom objeme (resp. intenzite) záťaže je možné dosiahnuť rôzne výsledky v rozvoji motorických kvalít. Napríklad v cyklickej atletike poskytuje neúplný odpočinok vo väčšej miere rozvoj vytrvalosti, plný odpočinok - rýchlosť, znížený odpočinok - rýchlostná vytrvalosť a dlhý odpočinok poskytuje obnovenie pracovnej kapacity po namáhavej časti sedenia alebo po prepracovaní (pretrénovaní ).

Kvantitatívne a kvalitatívne zložky záťaže sú organicky prepojené. Ale v závislosti od konštrukcie tréningového procesu športovca (úlohy, prostriedky, metódy, úroveň záťaže atď.) je medzi nimi rôzny vzťah a podľa toho aj adaptačné procesy. Kvalitatívne zmeny(morfologické, fyziologické, biochemické, psychologické a biomechanické) spôsobiť zmeny po kvantitatívnej stránke v činnosti organizmu športovca. Dôležitou úlohou pri predlžovaní trvania cvičení je úspora telesných funkcií športovcov, zabezpečenie výkonu rovnakej práce pri nižších nákladoch na energetické zdroje.

Vykonávanie akéhokoľvek fyzického cvičenia si vyžaduje čas. A nech je to akokoľvek malé, toto je už určitý objem práce, čo je objem tréningovej alebo súťažnej záťaže. A množstvo neuromuskulárnej práce, ktorá sa vykoná za jednotku času a súvisí s jej objemom, určuje intenzitu záťaže. Objem a intenzita pri športe sú neoddeliteľné. Môžu existovať oddelene len ako koncepty. V športovej praxi sú to dva organicky prepojené aspekty akéhokoľvek fyzického cvičenia vykonávaného športovcom. Takže napríklad dĺžka vzdialenosti a trvanie behu sú množstvo tréningovej práce (objem zaťaženia) a rýchlosť pohybu je jeho intenzita; počet hodov vykonaných vrhačom je objemom konkrétneho zaťaženia a účinnosť týchto hodov je jeho intenzita.

Celkom presne určuje úroveň tréningového zaťaženia pomocou integrálneho ukazovateľa posunov v tele -- tep srdca(tep srdca). Za týmto účelom zmerajte pulz počas cvičenia, po ňom a počas obdobia odpočinku. Porovnaním týchto ukazovateľov s intenzitou záťaže, s jej smerovaním a zohľadnením doby zotavenia po nej je možné objektívnejšie riadiť tréningový proces.

Tabuľka 2 poskytuje predstavu o tom, ako možno záťaže v športe klasifikovať podľa smeru ich vplyvu, ktorý je založený na zohľadnení spôsobov dodávky energie do práce. Za rovnakých podmienok je to smer zaťaženia, ktorý určuje mieru účasti na práci vykonávanej rôznymi orgánmi a funkciami, označuje stupeň ich útlaku a trvanie zotavenia.

Tabuľka 2

Podľa veľkosti môže byť zaťaženie podmienene rozdelené na maximálne, veľké, stredné a malé. je v možnostiach športovca. Jeho kritériom je neschopnosť športovca pokračovať v navrhovanej úlohe. Pulz zároveň dosahuje hodnotu 180 a viac úderov za minútu (bpm). Ak sa silou vôle športovec pokúsi prekročiť túto hranicu, potom sa záťaž stane neúmernou a môže viesť k pretrénovaniu športovca.

z hľadiska počtu cvičení a intenzity pohybov je to 70-80% maxima, to znamená, že umožňuje pokračovať v činnosti na pozadí únavy. Tepové frekvencie tu môžu byť v rozsahu 150--175 úderov/min.

určená počtom cvikov a intenzitou pohybov v rozmedzí 40 - 60% maxima, t.j. cvičenie pokračuje, kým sa nedostaví pocit únavy. Zároveň ukazovatele srdcovej frekvencie dosahujú 120--145 úderov / min.

je 20 - 30% z maxima, čo sa týka počtu cvikov a intenzity pohybov. Motorická úloha sa vykonáva ľahko, voľne, bez viditeľného napätia a pulz nepresahuje 120 úderov/min.

Ako sa zvyšuje kondícia športovca, záťaž, ktorá bola pôvodne považovaná za maximálnu, sa v ďalších fázach stáva veľkou alebo strednou atď. To platí najmä pre takú zložku zaťaženia, ako je intenzita. Čím vyššia je intenzita cvičenia, čím je dlhší, tým väčšie sú náklady na telo športovca, tým väčšia je záťaž na jeho psychiku. Je potrebné vziať do úvahy požiadavky na také vlastnosti, ako je odvaha, odhodlanie, vôľa víťaziť atď. V zásade platí, že čím vyššia je intenzita tréningovej práce, tým menší je jej objem a naopak. Úroveň intenzity je určená predovšetkým typom atletiky. Tam, kde je úspech určený maximálnym úsilím (skákanie, hádzanie, šprint), je prirodzene aj úroveň intenzity špeciálnej tréningovej práce veľmi vysoká; v iných športoch (beh na stredné a dlhé trate, závodná chôdza) je hlavná vec vysoká priemerná úroveň rýchlosť pohybu.

S výhľadom na viac efektívnu implementáciušportovec cvičení s daným tréningovým úsilím by si mal určiť zóny intenzity ako pomer danej hodnoty tréningového alebo súťažného stresu k maximálnym možným údajom športovca. V tabuľke 3 je uvedená gradácia zaťaženia podľa zón intenzity v rýchlostno-silových typoch atletiky.

Tabuľka 3

Zóna 80-90% maxima vo všetkých typoch atletiky sa považuje za rozvojovú zónu. Aplikácia tréningovej záťaže v zónach 90-100% má vplyv na rozvoj rýchlosti, mala by byť zaradená takmer do každého tréningu a postavená tak, aby pri každom tréningu bola záťaž aplikovaná vo všetkých zónach intenzity. , s jeho optimálnym pomerom. Tréningové zaťaženie v zónach 50-80% maxima rieši najmä problémy špeciálneho rozcvičenia a regenerácie, čo prispieva k priaznivému plynulosti celého tréningového procesu.

Výsledok v atletike závisí od vysoký stupeň vytrvalosti a diktuje určitú selektivitu tréningových efektov, ktoré zabezpečujú aeróbne (s prístupom kyslíka), anaeróbne (bez prístupu kyslíka) a aeróbno-anaeróbne (zmiešané) procesy organizmu športovca. V tabuľke 4 sú zóny intenzity rozdelené podľa indikátorov tepovej frekvencie počas konkrétnej tréningovej práce pri rozvoji vytrvalosti.

Tabuľka 4

Pri použití aeróbneho režimu tréningových efektov by sa mal pulz pohybovať v rozmedzí 120 - 160 tepov/min. Pri vykonávaní záťaže v zmiešanom režime by pulzová frekvencia mala dosiahnuť 170-180 úderov / min. Anaeróbny tréningový režim je možný s pulzom 190 a viac úderov za minútu.

Veľmi dôležitá pri určovaní primeranosti navrhovaných záťaží je kontrola pulzu počas zotavovania. primárny cieľ kontrola srdcovej frekvencie je určiť tréningové napätie, dodržať hlavnú požiadavku tréningu - vyhnúť sa nadmernému prepätiu, predchádzať prípadom prepracovania a pretrénovania. Ak sa pulz športovca po záťaži neobnoví v určitom čase na požadovanú úroveň (napríklad pulz zostáva nad 120 úderov / min dlhšie ako 5-6 minút po priemernom zaťažení), znamená to, že záťaž je pravdepodobne veľmi vysoká a tréningová práca (množstvo, tempo) by sa mala znížiť alebo zastaviť.

Pri vysokorýchlostnom tréningu by doba zotavenia srdcovej frekvencie do 120 úderov/min mala trvať 1 – 4 minúty medzi opakovaniami cvikov a 2 – 5 minút medzi sériami na pulz 100 – 120 úderov/min. Pri rozvíjaní rýchlostnej vytrvalosti by ste sa mali zamerať na obnovenie pulzu na 120-140 úderov/min 1-3 minúty po vykonaní práce a medzi sériami by sa pulz mal obnoviť na 100-120 úderov/min do 2-5 minút. Pri zotavovaní sa po stresujúcom tréningu (kontrolný beh, hodnotenie) by mal pulz dosiahnuť 100-120 úderov/min po dobu 4-10 minút. Opätovné spustenie takéhoto zaťaženia je možné po 10-20 minútach, ak pulz počas obdobia zotavenia dosiahne menej ako 100 úderov / min. Za indikátory ukončenia tréningovej práce treba považovať pulz nad 120 úderov/min po 5 - 10 minútach odpočinku.

Úrovne obnovy srdcovej frekvencie sú do istej miery individuálne a môžu byť určené vekom, stavom anaeróbnych funkcií a genetickým charakterom. Môžu byť medzi 108 - 132 bpm. Regeneračné procesy ovplyvňujú aj nasledujúce body: športovec nie je vo forme, tréningová práca je príliš tvrdá, predchádzajúca tréningová záťaž príliš vysoká, choroba, únava alebo prepracovanosť. Pre väčšinu športovcov úroveň obnovy mnohých funkcií tela zodpovedá pulzu 120 úderov / min. Športovci s väčším genetickým potenciálom sa dokážu rýchlejšie zotaviť aj pri vysokom tréningovom zaťažení. Pri veľkom množstve práce so zníženou intenzitou stačí počas odpočinku znížiť srdcovú frekvenciu na 120-140 úderov / min, aby ste čiastočne obnovili energetický potenciál, začnite znova pracovať. Pri malom množstve práce s nadpriemernou intenzitou stačí dosiahnuť tepovú frekvenciu 120 tepov/min v období odpočinku, aby ste mohli pokračovať v práci rovnako efektívne ako na začiatku. Keď sa vykonáva „akútna“ šoková práca s vysokou intenzitou, počas obdobia zotavenia (odpočinku) by srdcová frekvencia mala dosiahnuť 90--100 úderov / min pred opakovaním navrhovanej záťaže.

Tektonické pohyby sú jedným z najdôležitejších faktorov vo vývoji geologických procesov, ktoré menia tvár Zeme. Vedú k transformácii zemská kôra, zmeniť tvary terénu, obrysy pevniny a mora, čím ovplyvní klímu.

Tektonické pohyby ovplyvňujú vulkanizmus, sedimentačné procesy a určujú rozloženie minerálov v zemskej kôre.
Tektonické pohyby sa prejavujú vo forme pomalých vzostupov a zostupov, čo vedie k priestupkom a regresom mora vo forme všeobecného kolapsu zemskej kôry s tvorbou vysokých

pohoria a hlboké depresie, tvorba vrás, ako aj vo forme ničivých zemetrasení, ktoré sú sprevádzané objavením sa trhlín s výrazným posunom kôrových blokov vertikálne a horizontálne.
V závislosti od smeru namáhania sa tektonické pohyby delia na vertikálne (radiálne) a horizontálne (tangenciálne) pohyby. Pri analýze vertikálnych pohybov sa rozlišujú vzostupné (pozitívne) a zostupné (negatívne) pohyby. Tieto pohyby často zodpovedajú pomalým, plynulým vzostupom a pádom, pokrývajúcim územia kontinentov a oceánskych depresií alebo ich častí. Ide o epeirogénne pohyby (grécky „epeiros“ – pevnina).
Tangenciálne pohyby (tangenciálne k povrchu zemskej kôry) sú spojené s určitými zónami a vedú k výrazným deformáciám zemskej kôry. Ide o orogénne pohyby (grécky „oros“ – hora).
Tektonické pohyby a z nich vyplývajúce štruktúry zemskej kôry študuje geotektonika a štruktúrna geológia.
Na obnovenie tektonických pohybov minulých období sa na obnovu používajú špeciálne metódy veľký obraz tektonické pohyby pre určitú epochu.
Povahu moderných tektonických pohybov posudzujeme pozorovaním moderných procesov, ktoré sa zreteľne prejavujú v oblastiach aktívnych zemetrasení a vulkanizmu: 1) moderné vertikálne tektonické pohyby sú fixované opakovaným vyrovnávaním; 2) najnovšie pohyby, t.j. ktoré sa vyskytli v období neogén-štvrtohory, sú študované pomocou geomorfologických metód, analyzujúcich topografiu zemského povrchu, morfológiu riečnych údolí, polohu morských terás a hrúbku kvartérnych usadenín.
i, "Je oveľa ťažšie študovať tektonické pohyby minulých geologických epoch. Metódy na štúdium týchto pohybov sú: 1) analýza stratigrafického rezu; 2) analýza litologicko-paleogeografických máp; 3) analýza hrúbok; 4 ) analýza zlomov a nezhôd, 5) štrukturálna analýza, 6) paleomagnetická analýza, 7) formačná analýza.

1. Analýza stratigrafického rezu umožňuje sledovať tektonické pohyby
   veľkú plochu zemskej kôry po dlhú dobu. Východiskový materiál pre analýzu
   je stratigrafický rez (stĺpec), ktorý je potrebné skúmať z hľadiska zmeny
   podmienok akumulácie hornín v ich stratigrafickom slede.

   Štúdiom materiálového zloženia, štruktúrnych a textúrnych vlastností hornín a fosílií v nich obsiahnutých je možné identifikovať typy ložísk, ktoré sa hromadia na rôznych hypsometrických
   úrovne vo vzťahu k vodnej línii morskej panvy a podľa toho charakterizujú situáciu sedimentácie. Negatívne tektonické pohyby v podmienkach stabilného odnosu klastického materiálu do kotliny vedú k prehĺbeniu jej dna a zmene úseku plytkovodných ložísk hlbšími. Naopak, pozitívne tektonické pohyby vedú k plytčeniu kotliny a nahrádzaniu hlbokovodných sedimentov pozdĺž úseku plytkovodnými, suchozemskými a ďalšej erózii predtým nahromadených sedimentov. Negatívne tektonické pohyby prispievajú k rozvoju morských priestupkov, zatiaľ čo pozitívne spôsobujú regresiu.
   2) Litologicko-paleogeografický rozbor. Analýza litologicko-paleogeografických máp umožňuje posúdiť smer pohybov a rozmiestnenie žľabov a výzdvihov v území. Zvyčajne
   oblasti akumulácie sedimentov zodpovedajú negatívnej štruktúre, oblasti denudácie - put
   telo. Vďaka diferenciácii pohybov na pozadí veľkej negatívnej štruktúry možno medzi hlbšími rozlíšiť oblasti relatívnych zdvihov s morskými plytkými vodnými ložiskami. Takáto lokalita je podmorský výzdvih – plytký a môže zodpovedať rastúcej antiklinálnej štruktúre. Oblasť rozšírenia je pomerne hlbokomorská
   sedimenty medzi plytkými vodami by mali zodpovedať depresii na dne povodia.

   Povahu tektonických pohybov zvyčajne jasnejšie odhalí analýza litologicko-paleogeografických máp zostavených za niekoľko po sebe nasledujúcich časových období.
   3) Výkonová analýza. V oblastiach zrýchleného poklesu zrážok väčšie
   výkon, v oblastiach pomalého vychyľovania - menší výkon, v oblastiach zdvihu -
   sily sú nulové.

   Údaje o hrúbkach nánosov rovnakého veku sú zanesené do máp; body rovnakej sily sú spojené čiarami - izopachami (obr. 23). Mapy s izopachami možno použiť na posúdenie rozloženia oblastí relatívnych žľabov a zdvihov. Analýza sily však musí byť spojená s analýzou facií
   Ryža. 23. Mapa rovnakých hrúbok súčasnej piesčito-hlinitej vrstvy (hrúbkové obrysy označujú polohu koryta vytvoreného počas sedimentácie): / - bod merania a hrúbka (v m); 2 - silové izolíny (isopakhites). (Požičané od G.I. Nemkova a kol., 1986)
   noah prostredie akumulácie sedimentov, tk. je použiteľný len pre určité podmienky sedimentácie, keď rýchlosť poklesu lôžka je kompenzovaná rýchlosťou akumulácie na ňom
   zrážok. V prípade dekompenzovaného rezu na veľké časové obdobia,
   hromadí sa tenká vrstva sedimentu.
   
   
   4) Analýza prestávok a nezhôd. Pozitívne tektonické pohyby v stratigrafickom reze sú vyjadrené výmenou pomerne hlbokomorských ložísk za plytké,
   plytká voda - pobrežná a kontinentálna. V tomto prípade, ak tieto pohyby viedli k
   stúpanie nahromadených zrážok nad hladinu mora, začína ich erózia. Pri následnom poklese padá nová séria sedimentov na erodovaný povrch, ktorý sa nazýva povrch zlomu alebo povrch nesúladu. Tieto povrchy sú fixované vypadnutím z normálneho sledu určitých stratigrafických jednotiek, ktoré sú prítomné.
   kde nedošlo k žiadnemu pozitívnemu vývoju. Ak sú usadeniny nad a pod povrchom,
   fixovanie prestávky v sedimentácii, vyskytujú sa pri rovnakých uhloch sklonu (stratigrafická nekonformita), môžeme hovoriť o pomalých pozitívnych pohyboch, ktoré pohltili
   veľké plochy. Ak sa pozorujú výrazne odlišné uhly sklonu (uhlová nerovnomernosť), potom sa predtým nahromadené sedimenty v čase nového poklesu a sedimentácie zvlnili a mohli sa zlomiť prasklinami (obr. 24). Hĺbka erózie podkladovej vrstvy a
   trvanie prerušenia sedimentácie udáva amplitúdy
   Ryža. Obr. 24. Stratigrafická (a) a uhlová (b) nesúlad Postupnosť udalostí: a - akumulácia sedimentov dolného člena, zdvih, erózia vrcholu dolného člena, pokles, hromadenie sedimentov horného člena; b - akumulácia sedimentov spodných členov, vyzdvihnutie, vrásnenie a pohyb blokov pozdĺž zlomu, erózia, nahromadenie sedimentov horného člena (požičané od G.I. Nemkov et al., 1986)
   tektonické pohyby, ktoré viedli k nezhodám medzi vrstvami hornín. Horninové vrstvy oddelené od podkladových a nadložných nánosov povrchmi uhlových nezrovnalostí sa nazývajú štrukturálne podlahy. Každé štruktúrne štádium zodpovedá prirodzenému historicko-tektonickému štádiu vývoja územia, ktoré začalo transgresiou a sedimentáciou pri negatívnych pohyboch a skončilo vzostupom územia a vrásnením. Každá konštrukčná podlaha sa vyznačuje špecifickými formami výskytu vrstiev.
   5) Štrukturálna analýza je nevyhnutná pri štúdiu horizontálnych pohybov,
   nakoľko umožňuje kvalitatívne a kvantitatívne odhadnúť veľkosť horizontálnych pohybov počas

   
   Ryža. Obr. 25. Vrstva zložená pod bočným stlačením d je dĺžka krídla záhybu, w je šírka záhybu, a je uhol záhybu (požičané od G.I. Nemkov et al., 1986) Obr.
   čas deformácie vrstvy. Ak mentálne narovnáte vrstvu, ktorá je zložená do záhybov vytvorených pri bočnom stlačení, dĺžka takto narovnanej vrstvy bude zodpovedať počiatočnej šírke priehybu pred deformáciou vrstvy. Rozdiel medzi súčtom dĺžok krídel záhybov a súčtom šírok rovnakých záhybov bude hodnotou horizontálneho stlačenia vrstvy (obr. 25). Využiť graficky alebo geometrických vzorcov, je možné odhadnúť amplitúdu horizontálnych pohybov, ktoré viedli k vytvoreniu záhybov. Napríklad podľa obr. 25 je možné vidieť, že ak sú priemerné uhly ohybu 60°, horizontálna kontrakcia povrchu bola dvojnásobná.
   6) Paleomagnetická analýza. Schopnosť skaly byť zmagnetizované počas
   útvary v súlade so smerom geomagnetického poľa a udržiavať túto magnetizáciu
   umožňuje nielen vytvárať paleomagnetickú geochronologickú škálu, ale aj využívať údaje z paleomagnetickej analýzy na identifikáciu horizontálnych tektonických pohybov. Po určení priemerného smeru magnetizácie hornín určitého veku, prevzatého z ľubovoľného
   bodu na povrchu Zeme, je možné vypočítať polohu magnetického pólu toho času v
   
   
   súradnice. Skúmaním hornín v ich stratigrafickom slede sa zo súradníc nakreslí trajektória relatívneho pohybu pólu za čas zodpovedajúci študovanému intervalu stratigrafického rezu. Po vykonaní rovnakej štúdie na vzorkách odobratých z iného bodu sa nakreslí trajektória pohybu pólu vzhľadom k bodu počas rovnakého časového obdobia.
   Ryža. 26. Trajektória pohybu severný pól o Európe a Severná Amerika za posledných 400 miliónov rokov (vypožičané od G.I. Nemkova et al., 1986)
   Ak sa obe trajektórie tvarovo zhodujú, potom si oba body zachovali konštantnú polohu voči pólom. Ak sa trajektórie nezhodujú, potom oba body zmenili svoju polohu vzhľadom na pól rôznymi spôsobmi. Napríklad trajektórie pohybu severného pólu vypočítané pre územie Severnej Ameriky a pre Európu za posledných 400 miliónov rokov sú výrazne odlišné (obr. 26). To nám umožňuje vyvodiť záver o horizontálnych posunoch kontinentov v určenom čase.
   7) Formačná analýza je metóda štúdia štruktúry a histórie vývoja
   zemská kôra na základe štúdia priestorových vzťahov horninových asociácií -
   geologické útvary.
   Geologická formácia je materiálna kategória, ktorá zaujíma určitú pozíciu v hierarchii hmoty zemskej kôry: chemický prvok- nerast - hornina -geologický útvar - formačný komplex - obal zemskej kôry, -k Pod útvarmi sa rozumie súbor fácií, ktoré vznikli na viac či menej významnej ploche zemského povrchu za určitých tektonických a klimatických podmienok a líšia sa od iných v vlastnostiach zloženia a štruktúry. V rôznych častiach zemského povrchu sa môžu vytvárať samostatné facie. K ich stabilným a dlhodobým kombináciám, ktoré umožňujú ich zoskupenie do útvarov, však dochádza len za presne vymedzených tektonických a klimatických podmienok. Podľa inej definície možno geologický útvar nazvať prírodnými asociáciami hornín spojenými s jednotou materiálového zloženia a štruktúry, a to z dôvodu spoločného ich pôvodu (alebo spoločného umiestnenia).
   Termín „formácia“ zaviedol slávny nemecký geológ A.G. Werner už v 18. storočí. dávno pred začiatkom 20. storočia. bola použitá ako stratigrafická kategória, ako navrhuje autor. Doteraz sa v USA na označenie stratigrafických jednotiek používa pojem „formácia“. Formačná analýza našla u nás široké uplatnenie v súvislosti s tektonickým rajónovaním a predikciou minerálov. Zásluhu na jeho vývoji majú mnohí ruskí vedci, najmä N.S. Shatsky, N. P. Cheraskov, V. E. Khain, V. I. Popov, N. B. Vassoevich, L. B. Rukhin a ďalší výskumníci.
   Existujú tri typy formácií: sedimentárne, magmatické a metamorfné. Pri štúdiu formácií sa rozlišujú hlavní (povinní) a vedľajší (nepovinní) členovia združenia. Hlavní členovia združenia charakterizujú určitú formáciu, t.j. stabilná asociácia, opakujúca sa v priestore a čase. Názov formácie je daný menom hlavných členov združenia. Súbor neplnoletých členov podlieha výrazným zmenám. V závislosti od materiálového zloženia sú typy útvarov rozdelené do skupín. Napríklad medzi sedimentárnymi formáciami možno rozlíšiť skupiny ílovitých bridlíc, vápencov, sírano-halogénových, kremičitých, jemnoklastických kremencov, jemnoklastických polymiktík atď.; medzi vulkanogénnymi - skupinami čadičovo-diabázových (lapačov), liparitovo-dacitových, andezitových útvarov atď.
   Hlavnými faktormi podmieňujúcimi vznik stabilných asociácií sedimentárnych hornín sú tektonický režim a klíma a vyvrelé a metamorfované horniny – tektonický režim a termodynamické prostredie.
   Hlavné znaky sedimentárnych formácií sú: 1) súbor ich základných asociácií hlavných hornín, ktoré spolu zodpovedajú faciám alebo genetickým typom; 2) charakter prelínania týchto hornín vo vertikálnom reze; rytmická štruktúra; 3) tvar tela formácie a jej hrúbka; 4) prítomnosť niektorých charakteristických autentických minerálov, zvláštnych hornín alebo rúd; 5) prevládajúca farba, do určitej miery nesúca genetickú informáciu; 6) stupeň diagenetických alebo metamorfných zmien.
   Názvy sedimentárnych a sedimentárno-vulkanogénnych útvarov sa zvyčajne uvádzajú podľa prevládajúcich litologických zložiek (piesočnato-hlinité, vápencové, dolomitické, evaporitové) so súčasným uvedením fyzikálnej a geografickej polohy útvaru (morské, kontinentálne, limnické), často sú mnohé útvary pomenované podľa prítomnosti akcesorických minerálov (glaukonit) alebo minerálov (uhoľných, bauxitových).
   Hlavné faktory, ktoré určujú vzhľad sedimentárnych útvarov, sú nasledovné: 1) povaha tektonického režimu v oblastiach erózie a akumulácie; 2) klimatické podmienky; 3) intenzita vulkanizmu. Z mnohonásobnej kombinácie týchto podmienok a rýchlej premenlivosti v priestore a čase vzniká striedanie genetických typov hornín, ktoré tvoria útvary. Od týchto faktorov závisí aj všeobecné rozloženie útvarov na zemskom povrchu.
   V závislosti od tektonického režimu sa rozlišujú tri triedy útvarov: plošinové, geosynklinálne, orogénne. Väčšina sedimentárnych útvarov môže spoľahlivo slúžiť
   mi indikátory tektonického režimu. Napríklad útvary z opuky, kriedy, kaolínu
   íly, kremenné pieskovce, ílovitá banka svedčia o platformovom spôsobe sedimentácie
   koakumulácie, a sedimentárny flyš, kremičitý uhličitan, kremičitý bridlica, jaspis
   formácie sú indikátormi geosynklinálneho režimu. Široký vývoj sedimentárnych skupín
   klastické útvary naznačujú orogénny režim.
   Ešte jednoznačnejší záver o tektonických režimoch možno urobiť na základe analýzy vyvrelín, ak si uvedomíme, že množstvo hornín: zásadité - stredné - kyslé ~

   alkalické zodpovedajú postupnosti vývoja magmatických erupcií, keď sa geosynklinálny režim mení na orogénny a následne na platformový.
   Oblasti rozšírenia určitých útvarov sú riadené tektonickými štruktúrami, ktorých vývoj určuje priestorové ohraničenie útvarov. Štúdiom vzorcov distribúcie formácií v priestore teda zisťujeme umiestnenie tektonických štruktúr počas formovania formácií. Vývoj tektonického režimu vedie k postupným zmenám v kontexte geologických formácií. Ak máme údaje o podmienkach vzniku horninových komplexov, ktoré sa menia vertikálne, môžeme konštatovať, že sa zmenil tektonický režim.
   Ak je teda napríklad hrubá vrstva flyšových súvrství s charakteristickými tenkými, pravidelne rytmicky preloženými vrstvami pieskovcov, prachovcov a blatovcov prekrytá vrstvou hrubých klastických morských a kontinentálnych usadenín - melasy, dochádza k záveru, že geosynklinálne pomery boli nahradené orogénnymi. Tento záver vychádza z existujúcich predstáv o tektonických podmienkach akumulácie flyšových a melasových súvrství.
   Formačná analýza umožňuje klasifikovať tektonické štruktúry a zvýrazniť ich špeciálne typy, napríklad typy žľabov. Opakovanie typických útvarov v priestorovo oddelených štruktúrach umožňuje načrtnúť všeobecné etapy v histórii tektonického vývoja štruktúr, porovnať súbory útvarov podobných typov štruktúr rôzneho veku atď.
   Osobitným smerom pri štúdiu a klasifikácii sedimentárnych útvarov bol smer založený na zohľadnení obsahu priemyselných koncentrácií určitých druhov minerálov v nich. Na tomto základe sa rozlišujú uhoľné, soľonosné, fosforitové, bauxitové, železnorudné, lateritové, naftonosné a množstvo ďalších útvarov.
   Postupnosť pri štúdiu a identifikácii formácií je nasledovná. Najprv sa v reze identifikujú horninové vrstvy, ktoré sa líšia litologickým zložením, oddelené jasne definovanými povrchmi podložia, zlommi alebo eróznymi hranicami (stratigrafický zlom a nezrovnalosti). Potom sa študuje skupina hornín (asociácií), ktoré sú súčasťou vybraného prírodného komplexu, t.j. paragenetická analýza. Súčasne sa určuje a študuje cyklickosť štruktúry formácie alebo iných štruktúrnych a textúrnych znakov. Ďalej je objasnená faciálna povaha každého horninového typu zahrnutého do formácie a ich kombinácia v reze, t.j. vykonáva sa analýza tváre. Na tomto základe sa určí genetický typ ložísk a stanoví sa fyzicko-geografické (krajinné) prostredie formácie. V záverečnej fáze formačnej analýzy sa určujú klimatické a tektonické režimy času a miesta vzniku formácie. Vykonávajú sa teda paleoklimatické a formačno-tektonické analýzy.
   Teoretický význam štúdia sedimentárnych a sedimentárno-vulkanogénnych útvarov spočíva v možnosti na ich základe rekonštruovať dávnu tektonickú, klimatickú a krajinnú zonalitu. Praktický význam formačnej analýzy je určený obmedzením príslušných typov minerálov v určitých formáciách.

5. Ignatenko I.V., Khavkina N.V. Podbury Ďalekého severovýchodu ZSSR // Geografia a genéza pôd

Magadanská oblasť. - Vladivostok: Vydavateľstvo Ďalekého východu vedeckého centra Akadémie vied ZSSR. - S. 93-117.

6. Klasifikácia a diagnostika ruských pôd / L.L. Shishov [i dr.]. - Smolensk: Oikumena, 2004. - 342 s.

7. Pôdo-geografická rajonizácia ZSSR. - M.: Vydavateľstvo Akadémie vied ZSSR, 1962. - 422 s.

8. Pedológia / vyd. V.A. Kovdy, B.G. Rozanov. - Časť 2. - M .: Vyššie. škola, 1988. - 367 s.

MDT 631,48 (571,61) E.P. Sinelnikov, T.A. Čekannikovová

POROVNÁVACIE HODNOTENIE INTENZITY A SMERU PROCESOV TRANSFORMÁCIE MATERIÁLOVÉHO ZLOŽENIA PROFILU VYBIELENÝCH PÔD PLÁN PRIMORSKÝCH A SODNO-PODZOLICKÝCH Uhličitanových PÔD TAGAJUH.

ZÁPADNÁ SIBERIA

Článok poskytuje podrobnú analýzu procesov transformácie materiálového zloženia pôd v Južnej Sibíri a Prímorí. Významné rozdiely v intenzite a smere vedúcich elementárnych pôdnych procesov neboli odhalené.

Kľúčové slová: Prímorský kraj, Západná Sibír, sodno-podzolové pôdy, karbonátové pôdy, porovnávacie hodnotenie.

E.P. Sinelnikov, T.A. Chekannikova

POROVNÁVACIE HODNOTENIE INTENZITY A ORIENTÁCIE PROCESOV PREMENY PROFILOVÉHO MATERIÁLU NA ROVINNÝCH ÚZEMIÁCH VYBIELENÉ PÔDY PRÍMORSKEHO KRAJE A ČESPITÓZO-PODZOLICKÉ Uhličitanové PÔDY V ZÁPADNEJ SIBERI

Uskutočňuje sa podrobná analýza procesov transformácie materiálovej štruktúry pôdy v južnej Sibíri a Prímorskom kraji. Zásadné rozdiely v intenzite a orientácii vedúcich elementárnych pôdnych procesov nie sú odhalené.

Kľúčové slová: Prímorský kraj, Západná Sibír, cespitózno-podzolové pôdy, karbonátové pôdy, porovnávacie hodnotenie.

Hodnotenie miery diferenciácie materiálového zloženia pôdneho profilu v dôsledku pôsobenia rôznych elementárnych pôdnych procesov je dlhodobo neoddeliteľnou súčasťouštúdie genetických vlastností pôdneho krytu akéhokoľvek regiónu. Základ takýchto analýz položili práce A.A. jazda,

Študovali sa znaky diferenciácie materiálového zloženia pôd v južnej časti ruského Ďalekého východu v porovnaní s pôdami iných regiónov blízkych genetickým parametrom.

ŽIVOTOPIS. Zonn, L.P. Rubtsová a E.N. Rudneva, G.I. Ivanov a i. Výsledkom týchto štúdií, založených najmä na analýze genetických ukazovateľov, bolo konštatovanie o prevahe procesov glazovania, bielenia, pseudopodzolizácie a úplnom vylúčení procesov podzolizácie tu.

V tejto správe sme sa pokúsili porovnať smer a intenzitu procesov premeny materiálového zloženia profilu vybielených pôd v rovinatej časti Primorye so sodno-podzolickými zvyškovo-vápenatými pôdami. Západná Sibír na základe kvantitatívnych ukazovateľov rovnováhy hlavných prvkov materiálového zloženia.

Výber sibírskych pôd ako porovnávacieho variantu nie je náhodný a je určený nasledujúcimi podmienkami. Po prvé, zvyškovo-vápenaté sodno-podzolové pôdy Sibíri vznikli na plášťových hlinách s vysokým obsahom ílových častíc a výmenných báz, čo vylučuje zásadné rozdiely už v prvej fáze analýzy. V druhom rade je to prítomnosť podrobných monografických údajov a bilančných výpočtov premeny materiálového zloženia, publikovaných I.M. Gadzhiev, čo výrazne zjednodušuje plnenie našej úlohy.

Na porovnávaciu analýzu sme použili údaje I.M. Gadzhiev pozdĺž úsekov 6-73 (sodné-silne podzolické) a 9-73 (sodné-slabo podzolické pôdy). Ako možnosti bielenej pôdy

Primorye sme brali hnedo-bielené a lúčne glejové-slabo vybielené pôdy. Východiskové údaje týchto pôd, ako aj posúdenie premeny ich materiálového zloženia v závislosti od geomorfologickej polohy a stupňa vybielenia uvádzame v predchádzajúcej správe. Hlavné ukazovatele sodno-podzolových pôd sú uvedené v tabuľke 1.

Analýza údajov v tabuľke 1 tejto správy a v tabuľke 1 predchádzajúcej správy ukazuje dva významné body: po prvé ide o pomerne blízke zloženie materských hornín a po druhé, jasne výrazné rozdelenie profilov všetkých analyzovaných úsekov na akumulačne-eluviálne a iluviálne časti. Takže podľa E.P. Sinelnikov, obsah ílových častíc v pôdotvornej hornine plání Primorye je 73-75%, pre južnú tajgu západnej Sibíri 57-62%. Množstvo ílovej frakcie bolo 40-45 a 35-36 percent. Celková hodnota vymeniteľných katiónov Ca a Mg v jazerno-aluviálnych ložiskách Primorye je 22-26 meq na 100 gramov pôdy, v pokryvných hlinitách Sibír 33-34 je hodnota skutočnej kyslosti 5,9-6,3 a 7,1. -7,5 jednotiek, resp. pH. Zvyškový obsah karbonátov v horninách sa prejavuje vo vlastnostiach materských hornín analyzovaných úsekov Sibíri, ale jeho vplyv na fyzikálno-chemický stav horných horizontov je minimálny, najmä v stredne a silne podzolických pôdach.

Skúmaním problému diferenciácie profilu sodno-podzolových pôd I.M. Gadzhiev zaznamenáva jasné oddelenie eluviálnej časti, ochudobnenej o seskvioxidy a obohatenej o oxid kremičitý, a iluviálnej časti, do určitej miery obohatenej o hlavné zložky materiálového zloženia, v porovnaní s nadložnými horizontmi. Zároveň tu nebola zistená výrazná akumulácia oxidov vo vzťahu k pôvodnej hornine a dokonca sa tu zredukovala. Podobná pravidelnosť sa prejavuje aj na vybielených pôdach Primorye.

S odvolaním sa na diela A.A. Rode, I.M. Hadžijev tomu verí daný fakt potvrdzuje zákonitosť správania sa látky pri procese tvorby podzolu, ktorého podstata „... spočíva v úplnom zničení minerálneho základu pôdy a tranzitnom vypustení vzniknutých produktov ďaleko za pôdny profil“ . Najmä podľa I.M. Gadzhiev, celkové množstvo desilácie celkovej hrúbky pôdnych horizontov vzhľadom na materskú horninu sa pohybuje od 42-44% v silne podzolickej pôde po 1,5-2 v slabo podzolickej pôde.

stôl 1

Hlavné ukazovatele materiálového zloženia zvyškovo-vápenatých sodno-podzolových pôd západnej Sibíri (vypočítané podľa I.M. Gadzhieva)

Horizont Odhadovaná hrúbka, cm Obsah častíc<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 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 <

Sekcia 6-73 Soddy-silne podzolický

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, štyri

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, osem

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, osem

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, osem

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

Podobné výpočty vykonané autorom pre černozemné pôdy a sivé lesné pôdy ukázali úplnú identitu smeru a rýchlosti preusporiadania materiálového zloženia v porovnaní s automorfnými pôdami južnej subzóny tajgy na Sibíri. V čom ". černozeme vylúhované z pôdnych horizontov z hľadiska zloženia bahna, železa a hliníka v porovnaní s pôvodnou horninou prakticky opakujú podzoly sodno-slabé, tmavosivé lesné podzoly sú blízke sodno-stredným podzolom. , a svetlosivá lesná podzolizovaná pôda sa podľa týchto ukazovateľov približuje k pôde podzolovanej silne podzolovanej. Tento stav umožnil autorovi dospieť k záveru, „...že k vzniku moderných sodno-podzolových pôd dochádza na už predtým dobre diferencovanej minerálnej báze, vo všeobecnosti hlboko eluviálnej-premenenej v porovnaní s pôvodnou horninou, preto je sotva vhodné pripisovať eluviálno-iluviálnu diferenciáciu profilu len vďaka procesu tvorby podzolu v jeho modernom zmysle“.

Pôvodnej hornine je zložením najbližší horizont C slabo podzolovej pôdy a z hľadiska analyzovanej hrúbky moderného pôdneho profilu obsahoval 4537 ton bahna, 2176 ton hliníka a 790 ton železa na hektár. V profile silne podzolickej pôdy blízkej hrúbky boli podobné ukazovatele: 5240, 2585 a 1162 ton na hektár. To znamená, že len v dôsledku zvýšenej migrácie látok v profile silne podzolovej pôdy, hrúbkou rovnej pôvodnej materskej hornine, malo byť zrealizovaných 884 ton bahna na hektár, 409 ton hliníka a 372 ton železa. Ak tieto ukazovatele preložíme na meter kubický, dostaneme: 88,4; 40,9 a 37,2 kg. V skutočnosti profil silne podzolickej pôdy podľa I.M. Gadzhiev v porovnaní s materskou horninou stratil 15,7 kg oxidu kremičitého, 19,8 kg hliníka a 11 kg železa na m3.

Ak zoberieme do úvahy stratu analyzovaných látok v profile sodno-silne podzolovej pôdy v pomere k počiatočnému obsahu látok v hornine slabo podzolovej pôdy, potom dostaneme, že strata naplavenín bude 135 kg/m3 a akumulácia hliníka bude naopak 7,5 kg a železa 3,4 kg.

Aby sme pochopili podstatu prebiehajúcich procesov premeny materiálového zloženia sodno-podzolových pôd západnej Sibíri a porovnali výsledky s vybielenými pôdami nížin Primorye, rozložili sme metódou V.A. Targulyana, hrubý obsah zásaditých oxidov na akciu prichádzajúcich do hrubej zeminy (> 0,001 mm) a prachová frakcia. Výsledky získané pre sodno-podzolové pôdy na Sibíri sú uvedené v tabuľke 2 (zodpovedajúce ukazovatele pre bielené pôdy v Primorye sú uvedené v.

Celý profil skúmaných pôd je pomerne jasne rozdelený do štyroch zón: akumulačnej (horizont A1), eluviálnej (horizonty A2 a Bh), iluviálnej (horizonty B1, B2 a BC) a matičnej horniny (horizont C), vzhľadom na ktorú sú všetky výpočty v tabuľke 2. Takéto členenie umožňuje kontrastnejšie posúdiť podstatu a smer procesov premeny materiálového zloženia v rámci konkrétneho pôdneho profilu a celkové posúdenie bilancie materiálového zloženia.

tabuľka 2

Hlavné ukazovatele bilancie materiálového zloženia zvyškovo-karbonátová sodno-podzolová

pôdy vzhľadom na materskú horninu, kg/m3

Gori- Mechanické prvky Obsah v hrubej zemine Obsah v ílovej frakcii

Hrubá zemina Il SiO2 AI2O3 Fe2O3 SiO2 AI2O3 Fe2O3

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

Sekcia 6-73 Soddy-silný podzolický

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

Sekcia 9-73 Soddy-slabo podzolický

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

Poznámka. 1 - počiatočné hodnoty; 2 - obsah aktuálne.

Tabuľka 2 ukazuje, že smer a intenzita procesov premeny materiálového zloženia „príbuzných“ pôdnych párov nie sú ani zďaleka jednoznačné. V eluviálnej zóne profilu silne podzolickej pôdy sa hromadia hrubé zemné frakcie vzhľadom na materskú horninu (+46 kg/m3) a odstraňuje sa bahno (-101 kg). V iluviálnej zóne týchto pôd sa naopak odstraňuje hrubá zem (-38 kg) a hromadí sa bahno (+50 kg). Celková bilancia hrubej zeminy ako celku pozdĺž profilu je jednoznačne neutrálna (+5 kg), berúc do úvahy určitú konvenčnosť zložiek vypočítaných ukazovateľov. Celková bilancia kalu je záporná -64 kg.

V hlinito-slabo podzolovej pôde je vo všetkých zónach profilu pozorovaný pokles podielu hrubej zeminy voči materskej hornine, celkovo -146 kg. Akumulácia ílovej frakcie (55 kg) je typická len pre iluviálnu časť a podľa tohto ukazovateľa sú horizonty B silne podzolických aj slabo podzolických pôd prakticky blízke, 50–55 kg/m3, ale celková akumulácia bahna v horizontoch B prevažuje nad jeho odstránením z eluviálnej akumulačnej zóny (+25 kg).

V pôdach rôzneho stupňa podzolicity je teda povaha redistribúcie mechanických prvkov odlišná v smere aj v kvantitatívnych ukazovateľoch. V silne podzolickej pôde dochádza k mohutnejšiemu odstraňovaniu nánosov z povrchových horizontov za pôdnym profilom, zatiaľ čo v pôde slabo podzolovej je naopak pozorované slabé odstraňovanie nánosov s intenzívnym odstraňovaním hrubej zeminy z takmer hl. v celej hrúbke pôdneho profilu.

V hnedo vybielenej pôde Primorye (BO) je smer procesov redistribúcie mechanických prvkov rovnakého typu ako v silne podzolickej pôde, ale intenzita (kontrast) je oveľa vyššia. Takže hromadenie hrubej zeme v horách. A2 bolo 100 kg a úber z iluviálnej vrstvy bol 183, čo je celkovo -81 kg, pri +5 v silne podzolickej pôde. Odstraňovanie bahna aktívne prebieha v celej eluviálno-akumulačnej časti profilu (-167 kg) a jeho akumulácia v horizonte B je len 104 kg. Celková bilancia bahna v pôde BP je -63 kg, čo je takmer totožné so silne podzolickou pôdou. V lúčnej glejovej slabo vybielenej pôde (LHb) je smer procesov redistribúcie mechanických prvkov takmer rovnaký ako v pôde BS, ale intenzita je oveľa nižšia, aj keď celková bilancia prvkov je dosť blízka a dokonca presahuje index viac vybielenej pôdy.

Intenzita procesu bielenia teda v skutočnosti nekoreluje s charakterom redistribúcie mechanických prvkov, hoci hnedo vybielené pôdy sú oveľa staršie a v minulosti prešli štádiom lúčnych glejových pôd.

Analýzou celkovej a individuálnej účasti bázických oxidov (NiO2, AI2O3, Fe2O3) v materiálovom zložení hrubej zeminy a bahna jednotlivých zón pôdneho profilu sekcií vzhľadom na materskú horninu možno identifikovať nasledujúce znaky a zákonitosti.

V horizonte A1 silne podzolovej pôdy pri úbytku 3 kg hrubej zeminy je množstvo oxidov 1,6 kg; v eluviálnej časti profilu je suma zásaditých oxidov o 11 kg väčšia ako hmotnosť hrubej zeminy, zatiaľ čo v iluviálnej časti je naopak hmotnosť hrubej zeminy o 14 kg väčšia ako suma oxidov.

V humusovom horizonte mierne podzolickej pôdy je podiel hrubej zeminy o 4 kg vyšší ako celkový obsah oxidov, v eluviálnej zóne bol tento prebytok 10 kg av iluviálnej časti - 20 kg.

V horizonte A1 a A2 zimnica Primorye sa hmotnosť hrubej zeminy prakticky zhoduje s hmotnosťou zásaditých oxidov a v horizonte B prevyšuje takmer o 50 kg. V eluviálno-akumulačnej časti profilu lúčnej glejovej slabo vybielenej pôdy je zachovaná pravidelnosť, teda hmota hrubej zeminy sa zhoduje s hmotou oxidov a v iluviálnych horizontoch B je o 20 kg viac.

Pri posudzovaní analyzovaných hodnôt má pre hrúbku vypočítanej vrstvy veľký význam prerozdelenie mechanických prvkov a základných oxidov materiálového zloženia pôdy, preto pre reálne porovnanie smeru a intenzity procesov je bilančné hodnoty by sa mali znížiť na rovnakú hrúbku vrstvy. Vzhľadom na nízku hrúbku humusového horizontu panenských podzolových pôd nemôže byť vypočítaná vrstva väčšia ako 5 cm.Výsledky takýchto prepočtov sú uvedené v tabuľke 3.

Výsledky prepočtu na rovnakú hrúbku analyzovanej pôdnej vrstvy jasne ukazujú zásadný rozdiel v prerozdelení materiálového zloženia sodno-podzolových pôd Sibíri a vybielených pôd Primorye v závislosti od stupňa expresie hlavných procesov tvorba pôdy.

Tabuľka 3

Bilancia mechanických prvkov a zásaditých oxidov (kg) vo výpočtovej vrstve 5x100x100 cm

vzhľadom na materskú horninu

Vrstva, horizonty Mechanické prvky Hrubá zemina (> 0,001) Silty frakcia (<0,001)

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

Sod-silne podzolová pôda

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

Sod-mierne podzolová pôda

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

Hnedo vybielená pôda

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

Lúčna glej mierne vybielená pôda

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

Najmä len v slabo podzolických pôdach dochádza k maximálnemu odstráneniu hrubej zeminy v celom profile voči pôvodnej hornine. Maximum pripadá na humusový horizont. Akumulácia hrubej zeminy v eluviálnej časti vybieleného pôdneho profilu je 2–3 krát vyššia ako v silne podzolickej pôde.

Vo všetkých analyzovaných úsekoch dochádza k intenzívnemu odstraňovaniu bahna z humusového horizontu: od 16 kg v podzolických pôdach po 19-22 kg v vybielených. V eluviálnej časti profilu je odstraňovanie bahna o niečo menšie a je takmer rovnaké pre všetky úseky (13–17 kg). Výnimkou je len úsek slabo podzolických pôd, kde je odbahnenie minimálne - 1,3 kg. V iluviálnej časti profilu všetkých úsekov sa hromadí bahno od 2 do 5 kg na 5 cm vrstvu pôdy, čo absolútne nezodpovedá jeho odstraňovaniu z nadložných vrstiev.

Väčšina výskumníkov podzolických a príbuzných pôd sa prikláňa k názoru, že hlavným kritériom rozkladu bahna (podzolizácia) alebo jeho uniformity v profile (lessifikácia) je ukazovateľ molekulárneho pomeru SiO2 / R2O3, hoci existujú rozpory. Najmä S.V. Zonn et al zdôrazňujú, že v podmienkach častých zmien redukčných a oxidačných podmienok, ktoré sú typické pre Primorye, dochádza k výraznej zmene nie vo svetle, ale vo veľkých frakciách granulometrického zloženia pôd a najmä v obsahu železa. , ktorý po uvoľnení prechádza do segregovaného stavu. A v tom je podľa autorov zásadný rozdiel medzi chemizmom hnedo vybielených pôd a sodno-podzolických pôd.

Na základe týchto ustanovení sme porovnali molekulárne pomery SiO2 / R2O3 a AI2O3 / Fe2O3 v „hrubej zemine“ a bahne sekcií, pričom ich hodnota v materskej hornine bola 100 %. Prirodzene, hodnota menšia ako 100 % indikuje relatívnu akumuláciu seskvioxidov v určitej časti pôdneho profilu a naopak hodnota nad 100 % indikuje ich pokles. Získané údaje sú uvedené v tabuľke 4.

Analýza údajov v tabuľke 4 nám umožňuje všimnúť si, že podľa pomeru SiO2 / R2O3 ílovej frakcie nie sú medzi horizontmi podzolických pôd žiadne významné rozdiely (± 7 %). V úsekoch vybielených pôd tento trend pretrváva, ale úroveň expanzie molekulových pomerov v horizonte A1 a A2 dosahuje 15–25 % v závislosti od stupňa bielenia.

Hodnota pomeru AI2O3/Fe2O3 v ílovitej frakcii úseku slabo podzolických a silne vybielených pôd je skutočne stabilná vo všetkých horizontoch a naopak výrazne sa líši od silne podzolických, resp.

slabo vybielené pôdy. To znamená, že nie je možné urobiť jednoznačný záver o stupni diferenciácie bahna v závislosti od závažnosti hlavného procesu podzolizácie alebo bielenia v uvažovaných úsekoch.

Tabuľka 4

Analýza veľkosti molekulárnych pomerov vo vzťahu k materskej hornine

Sodno-podzolové pôdy Vybielené pôdy

silný-slabý-silný-slabý-

podzolový podzolový bielený bielený

Horizont 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<

Zlomky "hrubej zeminy" (> 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

Zlomky "bahno" (< 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

Pomer A12O3 / Pb20s v hrubej pôde je o niečo výraznejší v profile silne podzolických pôd (-40; -45 %) a bielidlách -13 %. V pôdnych profiloch slabo výrazného typu ESP má tento pomer opačný pozitívny trend (+5; +10 %) a maximálna odchýlka od materskej horniny (+60 %) je v B horizonte slabo podzolickej pôdy. .

Prvotné údaje o materiálovom zložení, ani pokusy o ich analýzu pomocou rôznych vypočítaných ukazovateľov teda neodhalili zreteľne výrazné rozdiely medzi podzolickými a vybielenými pôdnymi typmi a v závislosti od stupňa závažnosti hlavného typu procesu tvorby elementárnej pôdy. v tomto prípade tvorba a redukcia podzolov.

Je zrejmé, že zásadné rozdiely v ich prejave sú spôsobené dynamickejšími procesmi a javmi spojenými s tvorbou humusu, fyzikálnym a chemickým stavom a redoxnými procesmi.

Literatúra

1. Gadžiev I.M. Vývoj pôdy v južnej tajge západnej Sibíri. - Novosibirsk: Nauka, 1982. - 278 s.

2. Zonn S.V. Na hnedých lesných a hnedých pseudopodzolových pôdach Sovietskeho zväzu // Genesis a geogra-

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

3. Zonn S.V., Nechaeva E.G., Sapozhnikov A.P. Procesy pseudopodzolizácie a redukcie v lesných pôdach južného Primoria// Soil Science. - 1969. - č.7. - S.3-16.

4. Ivanov G.I. Tvorba pôdy na juhu Ďalekého východu. - M.: Nauka, 1976. - 200 s.

5. Organizácia, zloženie a genéza sodno-bledo-podzolovej pôdy na pokryvných hlinách / V.A. Tar-gulyan [a ďalší]. - M., 1974. - 55 s.

6. Podzolické pôdy strednej a východnej časti európskeho územia ZSSR (na hlinitých pôdotvorných horninách). - L.: Nauka, 1980. - 301 s.

7. Rode A.A. Pôdotvorné procesy a ich štúdium stacionárnou metódou // Princípy organizácie a metódy stacionárneho štúdia pôd. - M.: Nauka, 1976. - S. 5-34.

8. Rubtsová P.P., Rudneva E.N. Na niektorých vlastnostiach hnedých lesných pôd na úpätí Karpát a planín oblasti Amur // Eurasian Soil Sci. - 1967. - Číslo 9. - S. 71-79.

9. Sinelnikov E.P. Optimalizácia vlastností a režimov periodicky podmáčaných pôd / FEB DOP RAS, Primorskaya GSHA. - Ussurijsk, 2000. - 296 s.

10. Sinelnikov E.P., Chekannikova T.A. Porovnávacia analýza bilancie materiálového zloženia pôd s rôznym stupňom bielenia v rovinatej časti Prímorského kraja. KrasGAU. - 2011. - Číslo 12 (63). - S.87-92.

MDT 631.4:551.4 E.O. Makuškin

DIAGNOSTIKA PÔD V HORNEJ DELTE SELENGI*

Článok prezentuje diagnostiku pôd v hornom toku delty rieky. Selenga na základe morfogenetických a fyzikálno-chemických vlastností pôd.

Kľúčové slová: delta, pôda, diagnostika, morfológia, reakcia, obsah humusu, typ, podtyp.

E.O.Makushkin DIAGNOSTIKA PÔD V DELTE RIEKY SELENGA HORNÝM DOSAHOM

V článku je prezentovaná diagnostika pôd v hornom toku delty rieky Selenga na základe morfogenetických, fyzikálnych a chemických vlastností pôd.

Kľúčové slová: delta, pôda, diagnostika, morfológia, reakcia, obsah humusu, typ, podtyp.

Úvod. Jedinečnosť riečnej delty Selenga je, že je to jediný sladkovodný deltaický ekosystém na svete s rozlohou viac ako 1 000 km2, ktorý je zaradený do zoznamu osobitne chránených prírodných lokalít Ramsarského dohovoru. Preto je zaujímavé študovať jeho ekosystémy, vrátane pôdnych.

Predtým sme vo svetle novej klasifikácie pôd v Rusku diagnostikovali pôdy vyvýšených oblastí terasovitých záplavových území a veľkého ostrova (ostrova) Sennaya v strednej časti delty, malých a veľkých ostrovov okrajovej časti delty.

Cieľ. Vykonajte klasifikačnú diagnostiku pôd v hornom toku delty s prihliadnutím na prítomnosť určitého kontrastu v krajine a špecifiká vplyvu prírodných a klimatických faktorov na tvorbu pôdy.

Objekty a metódy. Predmetom výskumu boli aluviálne pôdy horného toku delty rieky. Selenga. Kľúčové lokality boli zastúpené v blízkom kanáli a centrálnej nive hlavného koryta rieky v blízkosti dediny (dediny) Murzino, okres Kabansky v Burjatskej republike, ako aj na ostrovoch s miestnymi názvami: Obydlie (oproti obci Murzino) , Svinyachiy (800 m od obce Murzino proti prúdu rieky).

V práci boli použité komparatívne geografické, fyzikálno-chemické a morfogenetické metódy. Klasifikačná poloha zemín je daná podľa. Po metodologickom aspekte, s prihliadnutím na požiadavky, sa práca zameriava predovšetkým na morfogenetické a fyzikálno-chemické vlastnosti horných humusových horizontov. Číslovanie zasypaných horizontov sa uskutočňovalo od spodnej časti pôdneho profilu rímskymi majuskulnými číslicami, ako je to zvykom pri štúdiu pôdotvorby v riečnych nivách.

Výsledky a diskusia. O s. Murzino, bolo položených niekoľko pôdnych rezov. Prvé tri pôdne úseky boli položené pozdĺž transektu v oblastiach z nížinnej fácie pred umelou hrádzou, priamo pri obci v smere k hlavnému ľavému korytu rieky Selenga, vytvorenej v r.

Materiál na skúšku

Lístok číslo 6.

1. Zónovanie je hlavnou metódou geografického výskumu: čo je to okres, hlavné faktory vzniku okresov, význam rajonizácie, znaky rajonizácie a typy okresov.

2.Štúdium typov zónovania území Ruska.

Lístok číslo 7.

1. Administratívno-územná štruktúra Ruska: aké je administratívno-územné členenie a jeho hlavné funkcie, federácia, subjekty federácie a zásady ich prideľovania, federálne okresy.

2. Stanoviť zloženie federálnych okresov Ruska.

Lístok číslo 8.

1. Prírodné podmienky a zdroje Ruska: aké sú prírodné podmienky a prírodné

zdroje, druhy prírodných zdrojov.

2.0 hodnotenie prírodných podmienok a zdrojov prírodného regiónu Ruska.

Lístok číslo 9.

1. Reliéf Ruska: hlavné črty, hory a roviny.

2. Stanoviť závislosť rozloženia najväčších tvarov terénu od štrukturálnych vlastností zemskej kôry.

Lístok číslo 10.

1. Nerastné suroviny Ruska a ich využitie: distribúcia nerastných surovín v Rusku, druhy nerastných surovín podľa agregátneho stavu a priemyselného využitia, postavenie Ruska vo svete z hľadiska hodnoty a zásob nerastných surovín.

2. Preskúmajte vlastnosti distribúcie nerastných surovín v Rusku.

Číslo lístka 11.

1. Zemská kôra a človek: vplyv zemskej kôry a geologických procesov v nej prebiehajúcich na život a hospodársku činnosť ľudí; vplyv hospodárskej činnosti človeka na povrch zemskej kôry a štruktúru jej vrchnej časti.

2. Študovať znaky prejavu vnútorných síl Zeme na území Ruska.

Číslo lístka 12.

1. Klíma Ruska: faktory ovplyvňujúce formovanie ruskej klímy, vplyv geografickej polohy a výrazné rozdiely v množstve celkového slnečného žiarenia na teplotu vzduchu a intenzitu prírodných procesov medzi severnými a južnými oblasťami krajiny.

2. Analyzujte rozloženie celkového slnečného žiarenia a radiačnú bilanciu na území Ruska

Číslo lístka 13.

1. Klíma Ruska: vplyv reliéfnych prvkov na klímu Ruska, typy vzdušných hmôt v Rusku a ich vplyv na klímu rôznych častí krajiny, ázijské maximum a jeho vplyv na územie Ruska.

2. Podľa popisu určte typy podnebia a pomocou klimatogramov určte mesto (geografický objekt) nachádzajúce sa v tomto type podnebia.

Číslo lístka 14.

1. Klíma Ruska: rozloženie teplôt vzduchu, atmosférických zrážok a vlhkosti na území Ruska.

2. Zistiť podobnosti a rozdiely v rozložení letných a zimných teplôt vzduchu a identifikovať vlastnosti vlhkosti v rôznych častiach Ruska.

Číslo lístka 15.

1. Klimatické zóny a regióny: ukazovatele rozdielov a hlavné črty klímy klimatických zón a regiónov Ruska.

2. Analýza hlavných ukazovateľov klimatických typov v Rusku.

Číslo lístka 16.

1. Atmosférické fronty, cyklóny a anticyklóny: ako vznikajú a ovplyvňujú počasie.

2. Určiť typ počasia podľa charakteristických znakov.

Číslo lístka 17.

4. Uveďte subjekty Ruskej federácie s najvyšším prirodzeným prírastkom obyvateľstva. S čím to súvisí?

Číslo lístka 24.

2. Preskúmajte znaky vekovej a pohlavnej pyramídy Ruska (pozri atlas, str. 22).

"asistent"

1. Ako sa stopy veľkých sociálnych otrasov, ktoré Rusko zažilo v 20. storočí, odrážajú na modernej rodovej a vekovej pyramíde?

2. Určte, v ktorých vekových skupinách obyvateľstva je pozorovaný najväčší prebytok žien nad mužmi?

3. Aký podiel na populácii krajiny tvoria muži a ženy? Aké sú príčiny rodovej nerovnováhy?

Číslo lístka 25.

2. Preskúmajte znaky etnického, jazykového a náboženského zloženia obyvateľstva európskej časti Ruska (pozri atlas, s. 24-25).

"asistent"

1. Určte, aké národy obývajú európsku časť Ruska? Do akých jazykových rodín a skupín patria?

2. Ktoré tu žijúce národy patria medzi najväčšie (viac ako 1 milión ľudí)? Určite najviac mnohonárodné regióny európskej časti Ruska.

4. V akých predmetoch tejto časti Ruskej federácie prevládajú pôvodné obyvateľstvo?

5. Ktoré jazykové rodiny a skupiny sú najväčšie a ktoré najmenšie?

b. Určte, aké náboženstvá vyznávajú obyvatelia európskej časti Ruska? Ktorý z nich je medzi veriacimi najrozšírenejší?

7. Stanoviť hlavné oblasti šírenia islamu a budhizmu – lamaizmus a národy vyznávajúce tieto náboženstvá.

8. Ako vysvetliť rozmanitosť národov, jazykov a náboženstiev európskej časti Ruska?

Číslo lístka 26.

2. Preskúmajte zmeny v hustote obyvateľstva v Hlavnej sídelnej zóne Ruska (pozri atlas, s. 22-23).

"asistent"

1. Určte oblasti krajiny s najväčšou hustotou obyvateľstva.

2. Nastavte hodnotu prevládajúcej hustoty obyvateľstva v európskej časti krajiny. Kde je maximum a minimum?

H. Ako sa mení hustota obyvateľstva v oblasti medzi Ťumenom a Irkutskom?

4. Aká hustota obyvateľstva prevláda v oblasti od Ulan-Ude po Vladivostok?

5. Porovnajte karty „Priaznivosť prírodných podmienok pre život ľudí“ a

„Umiestnenie populácie“ a sformulujte záver.

Číslo lístka 27.

2. Preskúmajte vlastnosti polohy miest na území Ruska (pozri atlas s. 22-

"asistent"

1. Určte, ktorá časť Ruska (európska alebo ázijská) má viac miest?

2. Spočítajte počet milionárskych miest, najväčších a najväčších miest v európskej a ázijskej časti Ruska a sformulujte záver.

3. Stanoviť, ako koreluje počet miest s počtom obyvateľov nad 500 tisíc ľudí s hlavnou zónou osídlenia a priaznivými prírodnými podmienkami pre život ľudí.

4. Zistite, ako sa zmenilo moderné mestské obyvateľstvo Ruska? S čím to súvisí?

Číslo lístka 28.

2. Preskúmajte geografické rozdiely v migračnom raste (strate) obyvateľstva na území Ruska (pozri atlas str. 25).

"asistent"

1. Určte subjekty Ruskej federácie s najvyšším migračným rastom.

2. Nastaviť subjekty Ruskej federácie s migračnou stratou.

H. Formulovať rozumný záver o príčinách moderných migračných tokov na území Ruska.

Posúdené v Metodickom združení a odporúčané na skúšku z geografie „Rusko: príroda, obyvateľstvo, hospodárstvo“, známka 8.

Reliéfnotvorná úloha vertikálnych tektonických pohybov vyššieho rádu spočíva aj v tom, že riadia rozloženie oblastí obsadených pevninou a morom (spôsobujú morské transgresie a regresie), určujú konfiguráciu kontinentov a oceánov.

Je známe, že hlavnou príčinou klimatických zmien na zemskom povrchu je rozloženie oblastí, ktoré zaberá pevnina a more, ako aj konfigurácia kontinentov a oceánov. Vertikálne pohyby majú následne nielen priamy vplyv na reliéf, ale aj nepriamo, prostredníctvom klímy, ktorej vplyv na reliéf bol diskutovaný vyššie (kapitola 4).

RELIÉFOTVÁRAJÚCA ÚLOHA NAJNOVŠÍCH tekTONICKÝCH POHYBOV ZEMSKEJ KORY

V predchádzajúcich kapitolách sme rozoberali odraz geologických štruktúr v reliéfe a vplyv na reliéf rôznych typov tektonických pohybov bez ohľadu na čas prejavu týchto pohybov.

Teraz sa zistilo, že hlavnú úlohu pri formovaní hlavných znakov moderného reliéfu endogénneho pôvodu má tzv. najnovšie tektonické

Ryža. 12. Schéma najnovších (neogén-štvrtohorných) tektonických pohybov na území ZSSR (podľa, výrazne zjednodušene): / - oblasti veľmi slabo vyjadrených pozitívnych pohybov; 2-oblasti slabo vyjadrených lineárnych pozitívnych pohybov; 3 - oblasti intenzívneho zdvihnutia kupoly; 4 - oblasti so slabo výraznými lineárnymi vzostupmi a pádmi; 5 - oblasti intenzívnych lineárnych zdvihov s veľkými (o) a výraznými (b) gradientmi vertikálnych pohybov; 6 - oblasti vznikajúceho (a) a prevládajúceho (b) poklesu; 7-hranica oblastí silných zemetrasení (7 bodov a viac); c - hranica prejavu neogénno-kvartérneho vulkanizmu; 9 - hranica distribúcie prevádzk

dvizheniyam, pod ktorým väčšina bádateľov chápe pohyby, ktoré sa odohrali v dobe neogén-štvrtohor. Celkom presvedčivo to dokazuje napríklad porovnanie hypsometrickej mapy ZSSR a mapy recentných tektonických pohybov (obr. 12). Plochy so slabo výraznými vertikálnymi pozitívnymi tektonickými pohybmi v reliéfe teda zodpovedajú rovinám, nízkym plošinám a plošinám s tenkým pokryvom kvartérnych uloženín: Východoeurópska nížina, významná časť Západosibírskej nížiny, plošina Ustyurt, stredná Sibír. Plošina.

Oblasti intenzívneho tektonického poklesu spravidla zodpovedajú nížinám s hrubou hrúbkou neogénno-štvrtohorných sedimentov: Kaspická nížina, významná časť Turanskej nížiny, Severosibírska nížina, Kolymská nížina atď. do oblastí intenzívnych, prevažne pozitívnych tektonických pohybov: Kaukaz, Pamír, Ťan-šan, pohoria Bajkal a Transbaikalia atď.

Následne sa reliéfotvorná úloha najnovších tektonických pohybov prejavila predovšetkým v deformácii topografického povrchu, vo vytváraní pozitívnych a negatívnych reliéfnych foriem rôznych rádov. Najnovšie tektonické pohyby prostredníctvom diferenciácie topografického povrchu riadia na zemskom povrchu umiestnenie oblastí odsunu a akumulácie a v dôsledku toho oblastí s prevahou denudačného (rozpracovaného) a akumulačného reliéfu. Rýchlosť, amplitúda a kontrast najnovších pohybov výrazne ovplyvňujú intenzitu prejavu exogénnych procesov a odrážajú sa aj v morfológii a morfometrii reliéfu.

Výraz v modernom reliéfe štruktúr vytvorených neotektonickými pohybmi závisí od typu a charakteru neotektonických pohybov, od litológie deformovateľných vrstiev a od špecifických fyzikálnych a geografických podmienok. Niektoré štruktúry sa priamo odrážajú v reliéfe, na mieste iných sa tvorí obrátený reliéf, na mieste tretieho - rôzne typy prechodných foriem od priameho k obrátenému reliéfu. Rôznorodosť vzťahov medzi reliéfom a geologickými štruktúrami je charakteristická najmä pre malé stavby. Veľké štruktúry spravidla nachádzajú priamy výraz v reliéfe.

Formy terénu, ktoré za svoj vznik vďačia neotektonickým štruktúram, sa nazývajú morfoštruktúry. V súčasnosti neexistuje jednotný výklad pojmu „morfoštruktúra“, či už z hľadiska škály foriem, ani z hľadiska charakteru korešpondencie medzi štruktúrou a jej vyjadrením v reliéfe. Niektorí výskumníci chápu pod morfostruktúrami priame aj prevrátené a akýkoľvek iný reliéf, ktorý vznikol na mieste geologickej štruktúry, zatiaľ čo iní chápu iba priamy reliéf. Pohľad toho druhého je možno správnejší. Morfostruktúrami budeme nazývať reliéfy rôznych mierok, ktorých morfologický vzhľad do značnej miery zodpovedá typom geologických štruktúr, ktoré ich vytvorili.

Údaje, ktoré sú v súčasnosti k dispozícii pre geológiu a geomorfológiu, naznačujú, že zemská kôra zažíva takmer všade deformácie rôzneho charakteru: oscilačné, vrásnené a lámavé. Takže napríklad v súčasnosti územie Fennoscandia a významná časť územia Severnej Ameriky susediacej s Hudsonovým zálivom zažíva vzostup. Miery nárastu týchto území sú veľmi významné. Vo Fennoscandii sú to 10 mm za rok (značky hladiny mora urobené v 18. storočí na brehoch Botnického zálivu sú zvýšené nad súčasnú úroveň o 1,5-2,0 m).

Brehy Severného mora v Holandsku a jeho susedných oblastiach sa potápajú, čo núti obyvateľov stavať priehrady na ochranu územia pred prívalom mora.

Intenzívne tektonické pohyby zažívajú oblasti alpského vrásnenia a moderné geosynklinálne pásy. Podľa dostupných údajov sa Alpy počas neogénu-štvrtohôr zdvihli o 3-4 km, Kaukaz a Himaláje len počas štvrtohôr o 2-3 km a Pamír o 5 km. Na pozadí vzostupov niektoré oblasti v oblastiach alpského vrásnenia zažívajú intenzívny pokles. Na pozadí vzostupu Veľkého a Malého Kaukazu teda medzi nimi uzavretá nížina Kuro-Araks intenzívne klesá. Dôkazom viacsmerných pohybov, ktoré tu existujú, je poloha pobrežia starovekých morí, predchodcov moderného Kaspického mora. Pobrežné sedimenty jedného z týchto morí – neskorého Baku, ktorého hladina sa nachádzala v absolútnej výške 10 – 12 m, sa v súčasnosti nachádzajú v juhovýchodnej periklináli Veľkého Kaukazu a na svahoch pohoria Talysh v absolútnych nadmorských výškach. + 200-300 m, a v rámci nížiny Kuro-Araks bola otvorená studňami v absolútnych nadmorských výškach mínus 250-300 m. Intenzívne tektonické pohyby sú pozorované v rámci stredooceánskych chrbtov.

Prejav neotektonických pohybov možno posudzovať podľa početných a veľmi rôznorodých geomorfologických znakov. Tu sú niektoré z nich: a) prítomnosť morských a riečnych terás, ktorých vznik nesúvisí s vplyvom klimatických zmien; b) deformácie morských a riečnych terás a starých povrchov denudačného usporiadania; c) hlboko ponorené alebo vysoko vyvýšené koralové útesy; d) zatopené morské pobrežné formy a niektoré podvodné krasové zdroje, ktorých poloha nemôže byť

vysvetliť eustatickým kolísaním1 hladiny svetového oceánu alebo inými dôvodmi;

e) predchádzajúce údolia vytvorené v dôsledku pílenia rieky tektonického vzostupu, ktorý sa vyskytuje v jej ceste - antiklinála alebo blok (obr. 13),

Prejav neotektonických pohybov možno posudzovať aj podľa množstva nepriamych znakov. Fluviálne formy terénu sú na ne citlivé. Oblasti, v ktorých dochádza k tektonickým zdvihom, sú teda zvyčajne charakterizované zvýšením hustoty a hĺbky.

eróznym rozlámaním v porovnaní s územiami, ktoré sú tektonicky stabilné alebo prežívanie ponorenia. V takýchto oblastiach sa mení aj morfologický vzhľad eróznych foriem: doliny sa zvyčajne zužujú, svahy sa stávajú strmšími, dochádza k zmene pozdĺžneho profilu riek a k prudkým zmenám smeru ich toku v pôdoryse, ktoré nemožno vysvetliť inými dôvodmi. Existuje teda úzky vzťah medzi charakterom a intenzitou najnovších tektonických pohybov a morfológiou reliéfu. Toto prepojenie umožňuje široké využitie geomorfologických metód pri štúdiu neotektonických pohybov a geologickej stavby zemskej kôry.

1 Eustatické výkyvy sú pomalé zmeny hladiny svetového oceánu, ktoré sa vyskytujú súčasne a s rovnakým znakom na celej ploche oceánu v dôsledku zvýšenia alebo zníženia prietoku vody do oceánu.

Okrem najnovších tektonických pohybov existujú tzv moderné dvizheniya, pod ktorým podľa

Pochopte pohyby v historický čas a prejavujúci sa teraz. O existencii takýchto pohybov svedčia mnohé historické a archeologické údaje, ako aj údaje z opakovaných nivelácií. Vysoké rýchlosti týchto pohybov zaznamenané v mnohých prípadoch si vyžadujú naliehavú potrebu zohľadniť ich pri výstavbe dlhodobých štruktúr - kanálov, ropovodov a plynovodov, železníc atď.

KAPITOLA 6 MAGMATIZMUS A TVORBA RELIÉFU

Magmatizmus hrá dôležitú a veľmi rôznorodú úlohu pri tvorbe reliéfu. To platí pre intruzívny aj efuzívny magmatizmus. Formy reliéfu spojené s intruzívnym magmatizmom môžu byť výsledkom priameho vplyvu vyvrelín (batolity, lakolity a pod.), ako aj výsledkom prípravy intruzívnych vyvrelín, ktoré sú, ako už bolo uvedené, často odolnejšie voči vonkajšie sily ako hostiteľské horniny.ich sedimentárne horniny.

Batolity sa najčastejšie obmedzujú na axiálne časti antiklinórií. Tvoria veľké pozitívne reliéfne formy, ktorých povrch je komplikovaný menšími formami, ktoré za svoj vzhľad vďačia vplyvu rôznych exogénnych činiteľov v závislosti od konkrétnych fyzikálnych a geografických podmienok.

Príkladmi pomerne veľkých žulových batolitov na území ZSSR sú masív v západnej časti pohoria Zeravshan v Strednej Ázii (obr. 14), veľký masív v pohorí Konguro-Alagez v Zakaukazsku.

Lakolity sa vyskytujú jednotlivo alebo v skupinách a sú často exprimované v reliéf s pozitívnymi formami v podobe kupolových "li" bochníkov. Známe lakolity severného Kaukazu

Ryža. 15. Laccoliths of Mineralnye Vody, Severný Kaukaz (obr.)

(obr. 15) v oblasti mesta Mineralnye Vody: pohoria Beshtau, Lysaya, Zheleznaya, Zmeinaya a i. Typické lakolity, dobre vyjadrené v reliéfe, sú známe aj na Kryme (pohorie Ayu- Dag, Kaštel).

Lakolity a iné dotieravé telá majú často žilnaté vetvy tzv apofýzy. Rozrezávajú hostiteľské skaly v rôznych smeroch. Pripravené apofýzy na zemskom povrchu tvoria úzke, zvislé alebo strmo klesajúce telesá, pripomínajúce rúcajúce sa steny (obr. 16.5- B). Stratum intrúzie sú vyjadrené v reliéfe vo forme stupňov podobných štrukturálnym krokom vytvoreným ako výsledok selektívnej denudácie v sedimentárnych horninách (obr. 16, L-L). Preparované plošné intrúzie sú rozšírené v rámci Stredosibírskej plošiny, kde sú spojené s intrúziou hornín. formovanie pasce 1.

Magmatické telesá komplikujú poskladané štruktúry a ich odraz v reliéfe. V reliéfe sa zreteľne odrážajú útvary spojené s činnosťou výlevného magmatizmu, čiže vulkanizmu, ktorý vytvára úplne jedinečný reliéf. Vulkanizmus je predmetom skúmania špeciálnej geologickej vedy – vulkanológie, no pre geomorfológiu má priamy význam celý rad aspektov prejavu vulkanizmu.

V závislosti od povahy výstupných otvorov sa rozlišujú erupcie plošné, lineárne a centrálny. Plošné erupcie viedli k vytvoreniu rozsiahlych lávových plošín. Najznámejšie z nich sú lávové plošiny Britskej Kolumbie a Deccan (India).

Ryža. 16. Pripravené dotieravé telá: ALE-ALE- plastovan intruzia (parapet); B-B sečná žila (hrádza)

DIV_ADBLOCK703">

V modernej geologickej ére je najbežnejším typom sopečnej činnosti centrálny typ erupcií, pri ktorých magma prúdi z vnútra na povrch do určitých „bodov“, ktoré sa zvyčajne nachádzajú na priesečníku dvoch alebo viacerých zlomov. Tok magmy prebieha cez úzky prívodný kanál. Produkty erupcie sa ukladajú periklinálne (to znamená s pádom vo všetkých smeroch) vzhľadom na výstup prívodného kanála na povrch. Nad stredom erupcie sa preto zvyčajne týči viac či menej významná akumulačná forma, samotná sopka (obr. 17).

Pri vulkanickom procese možno takmer vždy rozlíšiť dva stupne – explozívny, alebo explozívny a erupčný, čiže štádium vyvrhnutia a hromadenia sopečných produktov. Kanálovitá dráha k povrchu prerazí v prvej fáze. Vypustenie lávy na povrch je sprevádzané výbuchom. V dôsledku toho sa horná časť kanála rozširuje ako lievik a vytvára negatívnu reliéfnu formu - kráter. Na periférii tejto negatívnej formy dochádza k následnému výlevu lávy a hromadeniu pyroklastického materiálu. V závislosti od štádia sopečnej činnosti, ako aj od charakteru akumulácie produktov erupcie sa rozlišuje niekoľko morfogenetických typov sopiek: maary, extrúzne kupoly, štítové sopky, stratovulkány.

Maar- negatívny tvar terénu, zvyčajne lievikovitý alebo valcový, vzniknutý v dôsledku výbuchu sopky. Po okrajoch takejto depresie nie sú takmer žiadne vulkanické nahromadenia. Všetky v súčasnosti známe maary sú neaktívne, reliktné útvary. Veľké číslo Maar je opísaný v regióne Eifel v Nemecku, v Centrálnom masíve vo Francúzsku. Väčšina maarov vo vlhkom podnebí je naplnená vodou a mení sa na jazerá. Veľkosti Maar - od 200 m do 3,5 km v priemere v hĺbke 60 až 400 m

Ryža. 17. Sopečné kužele. Krátery a barrancos na svahoch sú jasne viditeľné

Neapol "href="/text/category/neapolmz/" rel="bookmark">Neapol) vznikol v priebehu niekoľkých dní doslova z ničoho nič a v súčasnosti je to kopec vysoký až 140 m. Najväčšie sopečné stavby sú stratovulkány.Štruktúra stratovulkánov zahŕňa vrstvy lávy a vrstvy pyroklastického materiálu. Mnohé stratovulkány majú takmer pravidelný kužeľovitý tvar: Fujiyama v Japonsku, soli Klyuchevskaya a Kronotskaya na Kamčatke, Popokatepetl v Mexiku atď. (pozri obr. 17). Medzi týmito útvarmi nie sú nezvyčajné hory vysoké 3-4 km. Niektoré sopky dosahujú 6 km. Mnohé stratovulkány nesú na svojich vrcholoch večný sneh a ľadovce.

Mnohé vyhasnuté alebo dočasne neaktívne sopky majú krátery obsadené jazerami.

Mnohé sopky majú tzv kaldery. Sú to veľmi veľké, v súčasnosti neaktívne krátery a moderné krátery sa často nachádzajú vo vnútri kaldery. Známe sú kaldery s priemerom až 30 km. Na dne kalder je reliéf pomerne rovnomerný, strany kalder smerujúce k stredu erupcie sú vždy veľmi strmé. Vznik kalder je spojený so zničením sopečného prieduchu silnými výbuchmi. V niektorých prípadoch má kaldera neúspešný pôvod. Vo vyhasnutých sopkách môže byť expanzia kaldery spojená aj s aktivitou exogénnych činiteľov.

Zvláštny reliéf tvoria tekuté produkty sopečných erupcií. Láva vytrysknutá z centrálnych alebo bočných kráterov steká po svahoch v podobe potokov. Ako už bolo spomenuté, tekutosť lávy je určená jej zložením. Veľmi hustá a viskózna láva má čas stvrdnúť a stratiť pohyblivosť aj v hornej časti svahu. Pri veľmi vysokej viskozite môže v prieduchu stuhnúť a vytvoriť obrovský „lávový stĺp“ alebo „lávový prst“, ako tomu bolo napríklad pri erupcii sopky Pele na Martiniku v roku 1902. Zvyčajne vyzerá prúd lávy ako sploštený hriadeľ tiahnuci sa dolu svahom s veľmi výrazným opuchom na jeho konci. Čadičové lávy môžu viesť k dlhým tokom, ktoré siahajú mnoho kilometrov a dokonca aj desiatky kilometrov a zastavia ich pohyb na rovine alebo náhornej plošine priľahlej k sopke alebo na plochom dne kaldery. Čadičové toky dlhé 60-70 km nie sú na Havajských ostrovoch a Islande ničím výnimočným.

Oveľa menej rozvinuté sú lávové prúdy liparitického alebo andezitového zloženia. Ich dĺžka zriedka presahuje niekoľko kilometrov. Vo všeobecnosti platí, že v prípade sopiek vyvrhujúcich produkty kyslého alebo stredného zloženia je oveľa väčšia objemová časť skôr pyroklastický než lávový materiál.

Počas tuhnutia je lávový prúd najskôr pokrytý kôrou trosky. V prípade pretrhnutia kôry na ktoromkoľvek mieste nevychladnutá časť lávy vyteká spod kôry. V dôsledku toho sa vytvorí dutina - lávajaskyňa, alebo lávová jaskyňa. Keď sa strecha jaskyne zrúti, zmení sa na negatívny povrchový reliéf - lavosklz.Žľaby sú veľmi charakteristické pre sopečnú krajinu Kamčatky.

Povrch zamrznutého potoka získava akýsi mikroreliéf. Najbežnejšie sú dva typy povrchového mikroreliéfu lávového prúdu: a) blokový mikroreliéf a b) črevná láva. Blokové lávové prúdy sú chaotickou hromadou hranatých alebo roztavených blokov s početnými poruchami a jaskyňami. Takéto hrudkovité formy vznikajú, keď vysoký obsah plynov v zložení láv a pri relatívne nízkej teplote prúdenia. Črevné lávy sa vyznačujú bizarnou kombináciou zamrznutých vĺn, kľukatých záhybov, vo všeobecnosti skutočne pripomínajúcich „hromady obrovských čriev alebo zväzky skrútených lán“ (). Tvorba takéhoto mikroreliéfu je charakteristická pre lávy s vysokou teplotou a relatívne nízkym obsahom prchavých zložiek.

Uvoľnenie plynov z lávového prúdu môže mať charakter výbuchu. V týchto prípadoch sa troska hromadí vo forme kužeľa na povrchu toku. Takéto formy sú tzv kováčske dielo. Niekedy vyzerajú ako stĺpy vysoké až niekoľko metrov. Pri pokojnejšom a dlhšom uvoľňovaní plynov a prasklín v troske, tzv fumaroly. Množstvo produktov uvoľňovania fumarolu kondenzuje za atmosférických podmienok a okolo miesta, kde unikajú plyny, sa vytvárajú kráterovité vyvýšeniny zložené z kondenzačných produktov.

Pri puklinových a plošných výlevoch lávy sú obrovské priestory akoby vyplnené lávou. Island je klasickou krajinou puklinových erupcií. Tu je prevažná väčšina sopiek a lávových prúdov obmedzená na priehlbinu, ktorá pretína ostrov z juhozápadu a severovýchodu (tzv. Veľký Graben Islandu). Tu môžete vidieť lávové pláty natiahnuté pozdĺž zlomov, ako aj roztvorené trhliny, ktoré ešte nie sú úplne vyplnené lávou. Puklinový vulkanizmus je charakteristický aj pre Arménsku vysočinu. Nedávno došlo k puklinovým erupciám na Severnom ostrove Nového Zélandu.

Objem lávových prúdov vytrysknutých z trhlín v Great Graben na Islande dosahuje 10-12 metrov kubických. km. K grandióznym areálovým výlevom došlo v nedávnej minulosti v r Britská Kolumbia, na náhornej plošine Deccan, v južnej Patagónii. Zlúčené lávové prúdy rôzneho veku tu tvoria súvislé náhorné plošiny s rozlohou až niekoľko desiatok a stoviek tisíc kilometrov štvorcových. Takže lávová plošina Kolumbie má rozlohu viac ako 500 tisíc kilometrov štvorcových a hrúbka lávy, ktorá ju tvorí, dosahuje 1100-

1800 m. Láva vyplnila všetky negatívne formy predchádzajúceho reliéfu, čím spôsobila jeho takmer dokonalé zarovnanie. V súčasnosti je výška plošiny od 400 do 1800 m. Do jej povrchu sa hlboko zarezávajú údolia početných riek. Na najmladších lávových príkrovoch sa zachoval kvádrový mikroreliéf, škvárové kužele, lávové jaskyne a žľaby.

Počas podvodných sopečných erupcií sa povrch vyvrhnutých magmatických prúdov rýchlo ochladzuje. Výrazný hydrostatický tlak vodného stĺpca zabraňuje výbušným procesom. V dôsledku toho vzniká akýsi mikroreliéf. šaroiformes, alebo vankúš, láva.

Výlevy lávy tvoria nielen špecifické formy terénu, ale môžu výrazne ovplyvniť už existujúci reliéf. Takže lávové prúdy môžu ovplyvniť riečnu sieť a spôsobiť jej reštrukturalizáciu. Blokujú údolia riek, prispievajú ku katastrofálnym povodniam alebo vysychaniu oblasti; stratu svojich tokov. Lávové prúdy prenikajúce k morskému pobrežiu a tuhnúce tu menia obrysy pobrežia a vytvárajú zvláštny morfologický typ morského pobrežia.

Vylievanie lávy a vyvrhovanie pyroklastického materiálu nevyhnutne spôsobuje vznik masového deficitu v útrobách Zeme. Ten spôsobuje rýchly pokles častí zemského povrchu. V niektorých prípadoch začiatku erupcie predchádza citeľné zdvihnutie terénu. Napríklad pred erupciou sopky Usu na ostrove Hokkaido sa vytvoril veľký zlom, pozdĺž ktorého sa plocha s rozlohou asi 3 km2 za tri mesiace zväčšila o 155 m a po erupcii sa znížila o 95 m. .

Keď už hovoríme o reliéfotvornej úlohe výlevného magmatizmu, treba poznamenať, že pri sopečných erupciách môže dochádzať k náhlym a veľmi rýchlym zmenám reliéfu a celkového stavu okolia. Takéto zmeny sú obzvlášť skvelé pri erupciách výbušného typu. Napríklad pri erupcii sopky Krakatau v Sundskom prielive v roku 1883, ktorá mala charakter série výbuchov, bola zničená väčšina ostrova a na tomto mieste sa vytvorili morské hĺbky až 270 m. sopka spôsobila vznik obrovskej vlny – cunami, ktorá zasiahla pobrežie Jávy a Sumatry. Spôsobila veľké škody v pobrežných oblastiach ostrovov, čo viedlo k smrti desiatok tisíc obyvateľov. Ďalším príkladom tohto druhu je erupcia sopky Katmai na Aljaške v roku 1912. Sopka Katmai mala pred erupciou podobu pravidelného kužeľa vysokého 2286 m. Počas erupcie bola výbuchmi zničená celá horná časť kužeľa a kaldera s priemerom do 4 km a hĺbkou do 1100 m.

Sopečný reliéf je ďalej vystavený exogénnym procesom, ktoré vedú k vytvoreniu svojráznej sopečnej krajiny.

Ako je známe, krátery a vrcholové časti mnohých veľkých sopiek sú centrami horského zaľadnenia. Keďže tu vytvorené ľadovcové formy nemajú žiadne zásadné črty, nie sú špeciálne posudzované. Fluviálne formy vulkanických oblastí majú svoje špecifiká. roztopená voda, bahenné prúdy, ktoré často vznikajú pri sopečných erupciách, atmosférické vody výrazne ovplyvňujú svahy vulkánov, najmä tých, v štruktúre ktorých má hlavnú úlohu pyroklastický materiál. V tomto prípade vzniká radiálny systém roklinovej siete – tzv barrancos. Ide o hlboké erózne brázdy, ktoré sa akoby rozbiehajú pozdĺž polomerov od vrcholu sopky (pozri - obr. 17).

Barrancos by sa mali odlišovať od brázd vyoraných vo voľnej pokrývke popola a lapilli veľkými blokmi vyhodenými počas erupcie. Takéto formácie sa často nazývajú jazvy. Ostrohy, ako pôvodné lineárne depresie, sa potom môžu premeniť na erózne ryhy. Existuje názor, že značná časť barrancos bola založená na bývalých sharras.

Všeobecná štruktúra riečnej siete vo vulkanických oblastiach má tiež často radiálny charakter. Ďalšími charakteristickými črtami riečnych údolí vo vulkanických oblastiach sú vodopády a pereje vytvorené v dôsledku prechodu riek cez stuhnuté lávové prúdy alebo pasce, ako aj priehradné jazerá alebo jazerné údolia namiesto odvodňovaných jazier, ktoré sa vyskytujú, keď je rieka blokovaná lávový prúd. V miestach akumulácie popola, ako aj na lávových pokryvoch sa v dôsledku vysokej priepustnosti hornín na rozsiahlych územiach nemusia vyskytovať vôbec žiadne vodné toky. Takéto oblasti majú vzhľad skalnatých púští.

Pre mnohé vulkanické oblasti sú charakteristické výstupy tlakových horúcich vôd tzv gejzíry. Horúce hlboké vody obsahujú veľa rozpustených látok, ktoré sa vyzrážajú, keď sa vody ochladia. Preto sú miesta, kde vyvierajú horúce pramene, obklopené sintrovanými, často bizarne tvarovanými terasami. Gejzíry a ich sprievodné terasy sú široko známe v Yellowstonskom parku v USA, na Kamčatke (Údolie gejzírov), na Novom Zélande a na Islande.

Vo vulkanických oblastiach existujú aj špecifické formy zvetrávania a denudačnej prípravy. Tak sa napríklad hrubé čadičové pokryvy alebo prúdy čadiča, menej často andezitu, lávy, pri ochladzovaní a pod vplyvom atmosférických činidiel rozbíjajú puklinami do stĺpcových celkov. Pomerne často sú jednotlivé kusy mnohostrannými stĺpmi, ktoré vo výbežkoch vyzerajú veľmi pôsobivo. Výbežky puklín na povrchu lávového krytu tvoria charakteristický polygonálny mikroreliéf. Takéto priestory lávových východov, rozdelené systémom mnohouholníkov – šesťuholníkov alebo päťuholníkov, sa nazývajú „mostových obrov“.

Pri dlhšej denudácii vulkanického reliéfu dochádza predovšetkým k zničeniu nahromadenia pyroklastického materiálu. Odolnejšia láva a iné magmatické útvary

vystavené príprave exogénnymi činidlami. charakteristické formy prípravky sú uvedené vyššie hrádze, ako aj krky(pripravené lávové zátky stuhnuté v kráteri sopky).

Hlboká erózna disekcia a denudácia svahov môže viesť k oddeleniu lávovej plošiny na samostatné plošinovité pahorkatiny, niekedy ďaleko od seba. Takéto zvyškové formy sa nazývajú Meuse(jednotné číslo - mesa).

skrátené kódy">

Kvôli veľkému objemu je tento materiál umiestnený na niekoľkých stranách:
4