При визначенні обсягу та інтенсивності тренувальних навантажень, що забезпечують оптимальний ефект адаптації, можливо два шляхи. Перший - інтенсивний шлях,що полягає у подальшому зростанні сумарних обсягів тренувальних навантажень. На цьому шляху можливості подальшого спортивного зростання для висококваліфікованих спортсменів наразі виявляються практично вичерпаними. Більш перспективним з погляду подальшого прогресу у світовому спорті є другий варіант - шлях інтенсифікації тренувальної діяльності.На цьому шляху при збереженні вже досягнутих (майже граничних) обсягів тренувального навантаження пропонується таке поєднання високоінтенсивних, що розвивають навантажень з підтримуючими навантаженнями, що зберігають досягнутий рівень функціонування необхідних систем, що створює найкращі умови для досягнення спортивного успіху.

Наявний досвід підготовки найсильніших спортсменів показує можливість щорічного приросту загального обсягу тренувального навантаження на 20%. У молодих спортсменів це збільшення можливе на 40 - 50 % залежно від виду легкої атлетики та її індивідуальних особливостей адаптуватися до неї. Природно, зростає інтенсивність вправ, що виявляється у збільшенні обсягу навантаження, що виконується з граничною та близькограничною швидкістю в бігу; у збільшенні довжини та висоти стрибків, дальності метань, ваги снарядів та штанги; у більш енергійному, підвищеному темпі та ритмі спеціальних вправ. Одним із показників інтенсивності спортивних навантажень є зростання кількості змагань.

Сучасні уявлення про співвідношення обсягу та інтенсивності тренувальних навантажень у цілорічному циклі припускають так побудувати навчально-тренувальний процес, щоб, не протиставляючи обсяг інтенсивності, періодично моделювати навантаження та напругу, характерні для змагань. Цілорічні застосування спеціального тренування та основного виду (основна дистанція, основний снаряд, свій стрибок тощо) - невід'ємна ланка в сучасній системі тренування. Така структура дозволяє розширити змагальний календар, зробивши його цілий рік. При цьому слід передбачити обов'язкову варіативність навантажень, що ґрунтується на законах адаптації, тоді висококваліфіковані спортсмени зможуть показувати високі результати кожні 1,5 - 2 місяці.

Органічною частиною будь-якої вправи, що впливає навантаження, є правильно організований відпочинок. Раціональне чергування роботи та відпочинку лежить в основі всієї спортивної підготовки та поширюється на повторний вплив навантаження в одному занятті тренувального дня, протягом тижня, місяця, року та років.

Повторне застосування тренувальних та змагальних навантажень органічно пов'язане з інтервалами часу між ними та з відновними процесами. Кількість повторень, вправ, характеру і тривалість інтервалів відпочинку залежить від завдань, засобів і методів підготовки, і навіть від особливостей видів легкої атлетики, рівня підготовленості спортсмена та зовнішніх умов.

Між окремими вправами та заняттями у всіх випадках важливо встановити такі перерви для відпочинку, які з урахуванням використовуваної величини навантаження та характеру рухів, що виконуються, забезпечують відповідний тренувальний ефект. Залежно від форми організації відпочинокбуває пасивнимі активним.У перервах між вправами, які вимагають точних рухів та великого зосередження уваги, активний відпочинокдає добрі результати у відновленні працездатності. Наприклад, під час занять складно-координаційними видами легкої атлетики (бар'єрний біг, стрибки у висоту та стрибки з жердиною, метання молота та списи) для відпочинку застосовують повільний біг, ходьбу або нетривалі спортивні та рухливі ігри. І навпаки, під час занять циклічними видами можна запропонувати для відпочинку короткочасне виконання рухів зі складною координацією.

Кожне нове повторення має проходити і натомість втоми від попередніх дій. Тривалість відпочинку в цих випадках коливається від 1 хв (у метаннях) до 3-4 хв (у стрибках із жердиною). Що стосується перерви між заняттями, то на першому етапі навчання спортивній техніці вони повинні проводитися щодня, а надалі - 3-4 рази на тиждень. Якщо перерва становить 48 годин, це призводить до зниження рівня засвоєного матеріалу заняття до 25 %, насамперед внаслідок притуплення кінестетичної чутливості.

За тривалістю відпочинок між навантаженнями можна поділити на чотири види: 1) повний (ординарний); 2) неповний (суперкомпенсаторний); 3) скорочений (жорсткий); 4) тривалий (м'який). Варіюючи інтервалами відпочинку при однаковому обсязі (або інтенсивності) навантаження, можна досягти різного результату у розвитку рухових якостей. Наприклад, у заняттях циклічними видами легкої атлетики неповний відпочинок більшою мірою забезпечує розвиток витривалості, повний - швидкості, скорочений - швидкісний витривалість, а тривалий забезпечує відновлення працездатності після напруженої частини занять або після перевтоми (перетренування).

Кількісні та якісні компоненти навантаження органічно взаємопов'язані. Але залежно від побудови процесу підготовки спортсмена (завдань, засобів, методів, рівня навантажень тощо) відносини з-поміж них різні, відповідно різні адаптаційні процеси. Якісні зміни(морфологічні, фізіологічні, біохімічні, психологічні та біомеханічні) зумовлюють зміни кількісної сторони у діяльності організму спортсмена.Важливу роль збільшення тривалості дій вправ є економізація функцій організму спортсменів, що забезпечує виконання тієї ж роботи при менших витратах енергетичних ресурсів.

Виконання будь-якої фізичної вправи потребує часу. І як би воно не було мало, це вже певна кількість роботи, що становить обсяг тренувального чи змагального навантаження. А то кількість нервово-м'язової роботи, яка виконана за одиницю часу та пов'язана з її обсягом, визначає інтенсивність навантаження. Обсяг та інтенсивність у спорті невіддільні один від одного. Окремо існувати вони можуть лише як поняття. У спортивній практиці це дві органічно взаємопов'язані сторони будь-якого виконуваного спортсменом фізичної вправи. Так, наприклад, довжина дистанції та тривалість бігу - кількість тренувальної роботи (обсяг навантаження), а швидкість пересування - її інтенсивність; виконана кількість кидків метателем - обсяг специфічного навантаження, а результативність цих кидків - її інтенсивність.

Досить точно визначає рівень тренувального навантаження інтегральний показник зрушень в організмі. частота серцевих скорочень(ЧСС). Для цього вимірюють пульс під час виконання вправ, після нього та в період відпочинку. Зіставляючи ці показники з інтенсивністю навантаження, з її спрямованістю та враховуючи час відновлення після неї, можна об'єктивніше керувати навчально-тренувальним процесом.

Таблиця 2 дає уявлення про те, як можна класифікувати навантаження у спорті за спрямованістю їх впливу, основою якого є облік шляхів енергозабезпечення роботи. За однакових умов саме спрямованість навантаження, що визначає міру участі у роботі різних органів і функцій, вказує на ступінь їх пригнічення і тривалість відновлення.

Таблиця 2.

За величиною навантаження умовно можна розділити на максимальне, велике, середнє і мале. знаходиться у межах можливостей спортсмена. Її критерії - нездатність спортсмена продовжувати виконання запропонованого завдання. Пульс при цьому досягає величини 180 і більше ударів за хвилину (уд/хв). Якщо зусиллям волі спортсмен намагатиметься перейти цей кордон, то навантаження стає позамежним і може призвести до перетренування спортсмена.

за кількістю вправ та інтенсивності рухів становить 70 - 80% від максимальної, тобто дає можливість продовжувати дію на тлі стомлення. Показники пульсу тут можуть бути в межах 150-175 уд/хв.

визначається кількістю вправ та інтенсивністю рухів у межах 40 - 60% від максимальної, тобто. вправа продовжується до появи почуття втоми. При цьому показники ЧСС доходять до 120-145 уд/хв.

становить 20 - 30% від максимальної за кількістю вправ та інтенсивності рухів. Двигун завдання виконується легко, вільно, без видимої напруги, і пульс при цьому не перевищує 120 уд/хв.

У міру зростання тренованості спортсмена навантаження, яке спочатку розглядалося як максимальне, на наступних етапах стає великим або середнім і т.д. Особливо це стосується такого компонента навантаження як інтенсивність. Чим вище інтенсивність виконуваної вправи, що вона триваліша, то більше вписувалося витрати організму спортсмена, тим значніше навантаження з його психіку. Треба враховувати вимоги до таких якостей, як сміливість, рішучість, воля до перемоги тощо. У принципі, що стоїть інтенсивність тренувальної роботи, то менше її обсяг, і навпаки. Рівень інтенсивності обумовлений насамперед видом легкої атлетики. Там, де успіх визначається максимальними зусиллями (стрибки, метання, спринт), природно, дуже високий рівень інтенсивності спеціальної тренувальної роботи; в інших видах (біг на середні та довгі дистанції, спортивна ходьба) головне - високий середній рівеньшвидкість пересування.

З метою більш ефективного виконанняспортсменом вправ, із заданим тренувальним зусиллям, слід визначати зони інтенсивності, як відношення заданої величини тренувальних або змагальних напруг до максимально можливих даних спортсмена. У таблиці 3 представлена ​​градація навантаження за зонами інтенсивності у швидкісно-силових видах легкої атлетики.

Таблиця 3.

Зона 80-90% від максимуму у всіх видах легкої атлетики вважається зоною розвитку. Застосовуючи тренувальне навантаження в зонах 90 - 100%, відбувається вплив на розвиток швидкості, її слід включати майже в кожне тренувальне заняття і будувати таким чином, щоб протягом кожного заняття застосовувалося навантаження у всіх зонах інтенсивності, з оптимальним її співвідношенням. Тренувальне навантаження в зонах 50-80% від максимуму вирішує в основному завдання спеціальної розминки та відновлення, що сприяє сприятливому протіканню всього тренувального процесу.

Результат у легкій атлетиці залежить від високого рівнявитривалості та диктує певну вибірковість тренувальних впливів, що забезпечуються аеробними (з доступом кисню), анаеробними (без доступу кисню) та аеробно-анаеробними (змішаними) процесами організму спортсмена. У таблиці 4 зони інтенсивності розподілені за показниками ЧСС під час тієї чи іншої тренувальної роботи при вихованні витривалості.

Таблиця 4.

При використанні аеробного режиму тренувальних впливів пульс повинен перебувати в межах 120 - 160 уд/хв. При виконанні навантаження в змішаному режимі частота пульсу повинна досягати 170-180 уд/хв. Анаеробний режим тренування можливий при пульсі 190 і більше ударів за хвилину.

Дуже важливе значення для визначення адекватності запропонованих навантажень має контроль за пульсом під час відновлення. основна ціль контролю пульсуполягає в тому, щоб, визначаючи тренувальна напруга, дотримуватися головної вимоги тренування - уникнути надмірної перенапруги, попередивши випадки перевтоми та перетренувань. Якщо пульс спортсмена після навантаження не відновлюється протягом певного часу до потрібного рівня (наприклад, пульс залишається понад 120 уд/хв більше 5 - 6 хв після середнього навантаження), це говорить про те, що навантаження, ймовірно, дуже висока і тренувальна робота (кількість, темп) має бути знижена чи припинена.

При швидкісному тренуванні час відновлення ЧСС до 120 уд/хв повинен займати 1-4 хв між повтореннями вправ і 2-5 хв між серіями до пульсу 100-120 уд/хв. Розвиваючи швидкісну витривалість, слід орієнтуватися на відновлення пульсу до 120-140 уд/хв через 1-3 хв після виконання роботи, а між серіями пульс повинен відновлюватися до 100-120 уд/хв протягом 2-5 хв. При відновленні після стресового тренування (контрольний біг, прикидка) пульс повинен досягати 100 - 120 уд/хв протягом 4-10 хв. Повторне виконання такого навантаження можливе через 10-20 хв, якщо пульс у період відновлення досягає менше 100 уд/хв. Показниками для припинення тренувальної роботи слід вважати пульс понад 120 уд/хв після 5-10 хв відпочинку.

Рівні відновлення частоти серцевих скорочень дещо індивідуальні та можуть зумовлюватися віком, станом анаеробних функцій, генетичним характером. Вони можуть бути між 108-132 уд/хв. На процеси відновлення впливають також наступні моменти: спортсмен не у формі, надто важка тренувальна робота, попереднє тренувальне навантаження було занадто високим, хвороба, втома чи перевтома. Більшість спортсменів рівень відновлення багатьох функцій організму відповідає пульсу 120 уд/мин. Спортсмени з великим генетичним потенціалом можуть відновлюватися швидше навіть за високого тренувального навантаження. При великому обсязі роботи зі зниженою інтенсивністю достатньо знизити показники ЧСС до 120-140 уд/хв під час відпочинку, щоб, частково відновивши енергетичний потенціал, розпочати роботу знову. При малому обсязі роботи з середньою інтенсивністю достатньо в період відпочинку досягти показників ЧСС 120 уд/хв, щоб виникла можливість надалі продовжувати роботу так само ефективно, як спочатку. Коли виконується «гостра», ударна робота з високою інтенсивністю, у період відновлення (відпочинку) ЧСС повинна досягати 90-100 уд/хв, перш ніж повторити запропоноване навантаження.

Тектонічні рухи є одним із найважливіших факторів у розвитку геологічних процесів, що змінюють обличчя Землі. Вони призводять до перетворення земної кори, Змінюють форми рельєфу поверхні, обриси суші та моря, впливаючи тим самим на клімат.

Тектонічні рухи впливають на вулканізм, на процеси накопичення опадів і визначають розміщення корисних копалин у земній корі.
Тектонічні рухи виражаються у вигляді повільних піднять і опускань, що призводять до трансгресій та регресій моря у вигляді загального зминання земної кори з утворенням високих

гірських масивів та глибоких западин, утворенням складок, а також у формі руйнівних землетрусів, що супроводжуються виникненням тріщин зі значним зміщенням блоків кори по вертикалі та горизонталі.
Залежно від напрямку напруги тектонічні рухи поділяють на вертикальні (радіальні) та горизонтальні (тангенціальні). При аналізі вертикальних рухів розрізняють висхідні (позитивні) і низхідні (негативні) рухи. Цим рухам частіше відповідають повільні, плавні підняття чи опускання, що охоплюють території континентів і океанічних западин чи його частин. Це епейрогенічні рухи (грец. "Епейрос" - материк).
Рухи тангенціальні (щодо поверхні земної кори) пов'язані з певними зонами і призводять до істотних деформацій земної кори. Це орогенічні рухи (грец. "Орос" - гора).
Тектонічні рухи і структури земної кори, що виникають при цьому, вивчають геотектоніка і структурна геологія.
Для відновлення тектонічних рухів минулих епох використовують спеціальні методи, що дозволяють відтворити загальну картинутектонічних рухів для певної ери.
Про характер сучасних тектонічних рухів ми судимо, спостерігаючи сучасні процеси, які наочно проявляються у сферах активних землетрусів та вулканізму: 1) сучасні вертикальні тектонічні рухи фіксуються шляхом повторного нівелювання; 2) нові рухи, тобто. що відбувалися в неоген-четвертинний час, вивчають за допомогою геоморфологічних методів, аналізуючи рельєф поверхні Землі, морфологію річкових долин, розташування морських терас, потужність четвертинних відкладень.
я,". Значно важче вивчати тектонічні рухи минулих геологічних епох. Методами вивчення цих рухів є: 1) аналіз стратиграфічного розрізу; 2) аналіз літолого-палеогеографічних карт; 3) аналіз потужностей; 4) аналіз перерв і незгод; 5) структур-цій аналіз, 6) палеомагнітний аналіз, 7) формаційний аналіз.

1. Аналіз стратиграфічного розрізу дозволяє простежити тектонічні рухи
   великої ділянки земної кори протягом багато часу. Вихідним матеріалом для аналізу
   є стратиграфічний розріз (колонка), який необхідно досліджувати з позицій зради
   ня обстановки накопичення порід у їх стратиграфічній послідовності.

   Вивчаючи речовий склад, структурні та текстурні особливості порід, укладені в них скам'янілості, вдається виділити типи відкладень, які накопичуються на різних гіпсометричних
   рівнях щодо урізу води морського басейну та відповідно охарактеризувати обстановку осадконакопичення. Негативні тектонічні рухи в умовах стабільного винесення уламкового матеріалу в басейн призводять до поглиблення його дна та зміни вгору по розрізу мілководних відкладень більш глибоководними. Навпаки, позитивні тектонічні рухи призводять до обмілення басейну і зміни по розрізу глибоководних відкладень мілководними, наземними і далі розмивом відкладень, що накопичилися раніше. Негативні тектонічні рухи сприяють розвитку морських трансгресій, а позитивні викликають регресію.
   2) Літолого-палеогеографічний аналіз. Аналіз літолого-палеогеографічних карт дозволяє судити про спрямованість рухів та розподіл прогинів та піднять на площі. Зазвичай
   області акумуляції відкладень відповідає негативна структура, області денудації - поклади
   тільна. У зв'язку з диференційованістю рухів на тлі великої негативної структури можуть виділятися ділянки відносних піднять з морськими мілководними відкладеннями серед більш глибоководних. Така ділянка являє собою підводне підняття - мілину і може відповідати зростаючій антиклінальній структурі. Ділянка поширення щодо глибоководних
   відкладень серед мілководних повинен відповідати западині на дні басейну.

   Зазвичай характер тектонічних рухів виразніше виявляється під час аналізу литолого-палеогеографических карт, складених кількох послідовних відрізків часу.
   3) Аналіз потужностей. На ділянках прискореного прогинання накопичуються більші опади
   потужності, на ділянках уповільненого прогинання - меншої потужності, в областях здіймання -
   потужності дорівнюють нулю.

   Дані про потужності одновікових відкладень наносять на карти; точки рівних потужностей з'єднують лініями – ізопахітами (рис. 23). По картах з ізопахітами можна будувати висновки про розподіл ділянок відносних прогинів і піднятий. Однак аналіз потужностей необхідно поєднувати з аналізом фаціаль-
   Рис. 23. Карта рівних потужностей одновікової піщано-глинистої товщі (ізолінії потужностей намічають положення прогину, що формувався під час накопичення опади): / - точка виміру і потужність (в м); 2 - ізолінії потужностей (ізопахіти). (Запозичено у Г.І.Немкова та ін., 1986)
   ної обстановки накопичення осаду, т.к. він застосовується тільки для певних умов опалення, коли швидкість прогинання ложа компенсується швидкістю накопичення на ньому
   опадів. У разі декомпенсованого розрізу протягом величезних проміжків часу може
   накопичитися незначний за потужністю шар осаду.
   
   
   4) Аналіз перерв та незгод. Позитивні тектонічні рухи в стратиграфічному розрізі виражаються зміною щодо глибоководних відкладень мілководними,
   мілководних - прибережними та континентальними. У такому разі, якщо ці рухи призвели до
   підйому накопичених опадів вище рівня моря, починається їх розмив. При подальшому зануренні нова серія опадів лягає на розмиту поверхню, яка називається поверхнею перерви або поверхнею незгоди. Ці поверхні фіксуються випаданням із нормальної послідовності тих чи інших стратиграфічних підрозділів, присутніх
   там, де позитивні рухи не виявлялися. Якщо відкладення вище та нижче поверхні,
   що фіксує перерву в осадонакопиченні, залягають з однаковими кутами нахилу (стратиграфічна незгода), можна говорити про повільні позитивні рухи, що охопили
   великі площі. Якщо спостерігаються різко відмінні кути нахилу (кутова незгода), то опади, що накопичилися раніше, до моменту нового занурення і опадонакопичення зазнали складкоутворення, могли бути порушені розривами (рис. 24). Глибина розмиву товщі, що підстилає, і
   тривалість перерви в опаді накопиченні свідчать про амплітуди
   Рис. 24. Стратиграфічна (а) та кутова (б) незгоди Послідовність подій: а - накопичення опадів нижньої пачки, підняття, розмив покрівлі нижньої пачки, занурення, накопичення опадів верхньої пачки; б - накопичення опадів нижніх пачок, підняття, складкоутворення та переміщення блоків по розлому, розмив, накопичення опадів вівхньої пачки (запозичено у Г.І.Немкова та ін., 1986)
   тектонічних рухів, що призвели до незгоди між товщами порід. Товщі порід, відокремлені від підстилаючих і покривають відкладень поверхнями кутових незгод, називаються структурними поверхами. Кожен структурний поверх відповідає природному історико-тектонічному етапу розвитку території, який розпочався трансгресією та опадом накопиченням під час негативних рухів та завершився підйомом території та складчастістю. Кожен структурний поверх характеризується специфічними формами залягання верств.
   5) Структурний аналіз має важливе значення щодо горизонтальних рухів,
   оскільки дозволяє якісно і кількісно оцінити величину горизонтальних рухів у

   
   Рис. 25. Шар, зім'ятий при бічному стисканні д - довжина крила складки, ш - ширина складки, а -кут складки (запозичено у Г.І.Немкова та ін, 1986)
   час деформації верств. Якщо подумки розпрямити шар, зім'ятий складки, що утворилися при бічному стиску, довжина такого випрямленого шару буде відповідати початковій ширині прогину до моменту деформації шару. Різниця між сумою довжини крил складок і сумою ширини тих самих складок складе величину горизонтального стиснення шару (рис. 25). Користуючись графічним способомабо геометричними формулами, можна оцінити амплітуду горизонтальних рухів, що призвели до утворення складок. Наприклад, за рис. 25 можна припустити, що, якщо середні кути складок дорівнюють 60°, горизонтальне скорочення поверхні було двократним.
   6) Палеомагнітний аналіз. Здатність гірських поріднамагнічуватися під час свого
   утворення відповідно до напряму геомагнітного поля та зберігати цю намагніченість
   дозволяє як створити палеомагнітну геохронологическую шкалу, а й використовувати дані палеомагнітного аналізу виявлення горизонтальних тектонічних рухів. Визначивши середній напрямок намагніченості порід певного віку, взятих із будь-якого
   пункту на поверхні Землі, можна розрахувати положення магнітного полюса того часу
   
   
   координати. Досліджуючи породи в їх стратиграфічній послідовності, координатами викреслюється траєкторія відносного переміщення полюса за час, що відповідає вивченому інтервалу стратиграфічного розрізу. Виконавши таке ж дослідження за зразками, взятими з іншого пункту, викреслюється траєкторія переміщення полюса щодо пункту за той же період часу.
   Рис. 26. Траєкторія руху Північного полюсащодо Європи та Північної Америкиза останні 400 млн. років (запозичено у Г.І.Немкова та ін, 1986)
   Якщо обидві траєкторії збігаються формою, то обидві точки зберегли постійне положення щодо полюсів. Якщо траєкторії не збігаються, обидві точки по-різному змінили своє положення щодо полюса. Так, наприклад, траєкторії руху Північного полюса, розраховані на території Північної Америки та Європи за останні 400 млн. років, істотно відмінні (рис. 26). Це дозволяє зробити висновок про горизонтальні переміщення континентів у вказаний час.
   7) Формаційний аналіз є методом дослідження будови та історії розвитку
   земної кори на основі вивчення просторових взаємин асоціацій гірських порід
   геологічних формацій.
   Геологічна формація представляє речову категорію, що займає певне становище в ієрархії речовини земної кори: хімічний елемент- мінерал - гірська порода -геологічна формація - формаційний комплекс - оболонка земної кори, -к Під формаціями розуміється сукупність фацій, які утворилися більш-менш значному ділянці земної поверхні за певних тектонічних і кліматичних умовах і від інших особливостями складу та будови. Окремі фації можуть бути утворені різних ділянках земної поверхні. Однак їх стійкі та тривалі поєднання, які дозволяють згрупувати їх у формації, виникають лише у строго певних тектонічних та кліматичних умовах. За іншим визначенням, геологічною формацією можна називати закономірні асоціації гірських порід, пов'язані єдністю речовинного складу та будівлі, зумовлені спільністю їхнього походження (або спорядження).
   Термін " формація " запроваджено відомим німецьким геологом А.Г.Вернером ще XVIII в. Тривалий час на початок XX в. його використовували як стратиграфічну категорію, як і запропонував автор. Досі США для позначення стратиграфічних одиниць використовується термін " формація " . У нашій країні формаційний аналіз знайшов широке застосування у зв'язку з тектонічним районуванням та прогнозом корисних копалин. Заслуга у його розвитку належить багатьом російським ученим, зокрема Н.С.Шатскому, Н.П.Хераскову, В.Е.Хаину, В.І.Попову, Н.Б.Вассоевичу, Л.Б.Рухіну та інших дослідникам.
   Розрізняють три типи формацій: осадові, магматичні та метаморфічні. При вивченні формацій виділяють головні (обов'язкові) та другорядні (необов'язкові) члени асоціації. Основні члени асоціації характеризують певну формацію, тобто. стійку асоціацію, що повторюється у просторі та в часі. За назвою головних членів асоціації надається назва формації. Набір другорядних членів схильний до істотних змін. Залежно від речовинного складу типи формацій поділяються на групи. Наприклад, серед осадових формацій можна виділити групи глинисто-сланцевих, вапнякових, сульфатно-галогенних, крем'янистих, дрібноуламково-кварцових, дрібноуламкових поліміктових та ін; серед вулканогенних – групи базальтово-діабазових (трапових), ліпарито-дацитових, андезитових формацій та ін.
   Головними факторами, що визначають формування стійких асоціацій осадових гірських порід, є тектонічний режим та клімат, а магматичних та метаморфічних порід – тектонічний режим та термодинамічна обстановка.
   Основними ознаками осадових формацій є: 1) набір складових асоціацій головних гірських порід, які спільно відповідають фаціям або генетичним типам; 2) характер перешаровування цих порід у вертикальному розрізі; ритмічну будову; 3) форма тіла формації та її потужність; 4) наявність у ній якихось характерних аутигенних мінералів, своєрідних гірських порід чи руд; 5) переважне забарвлення, що в тій чи іншій мірі несе генетичну інформацію; 6) ступінь діагенетичних чи метаморфічних змін.
   Назви осадовим і осадочно-вулканогенним формаціям зазвичай даються за переважаючими літологічними компонентами (піщано-глиниста, вапнякова, доломітова, евапоритова) з одночасним зазначенням фізико-географічної обстановки освіти (морська, континентальна, лімнічна). (Глауконітова) або корисних копалин (вугленосна, бокситоносна).
   Головними чинниками, визначальними вигляд осадових формацій, є: 1) характер тектонічного режиму областях розмиву і накопичення; 2) кліматичні умови; 3) інтенсивність вулканізму. Від багаторазового поєднання перерахованих умов та швидкої мінливості у просторі та в часі створюється чергування генетичних типів порід, що входять до складу формацій. Від цих факторів залежить і загальний розподіл формацій на земній поверхні.
   Залежно від тектонічного режиму виділяються три класи формацій: платформний, геосинклінальний, орогенний. Більшість осадових формацій можуть бути надійними.
   індикаторами тектонічного режиму. Наприклад, формації мергелісто-крейдові, каолінових
   глин, кварцових пісковиків, глинисто-опокова свідчать про платформний режим осад-
   конопалення, а осадові флішеві, кремністо-карбонатні, кремністо-сланцеві, яшмові
   формації є індикаторами геосинклінального режиму Широкий розвиток осадових гру-
   Бообломочні формації вказує на орогенний режим.
   Ще більш певний висновок про тектонічні режими можна зробити на основі аналізу магматичних формацій, якщо мати на увазі, що ряд порід: основні - середні - кислі ~

   лужні відповідають послідовності розвитку магматичних вивержень при зміні геосинклінального режиму орогенним і далі платформним.
   Площі поширення певних формацій контролюються тектонічними структурами, розвитком яких обумовлено просторове обмеження формацій. Тому, вивчаючи закономірності поширення формацій у просторі, тим самим встановлюємо розміщення тектонічних структур під час утворення формацій. Еволюція тектонічного режиму призводить до послідовної зміни у межах геологічних формацій. Маючи в своєму розпорядженні дані про умови формування комплексів гірських порід, що змінюються по вертикалі, можна зробити висновок про зміну тектонічного режиму.
   Так, наприклад, якщо потужна товща флішевих формацій з характерними тонкими, закономірно ритмічно пластами, що перешаровуються, пісковиків, алевролітів і аргілітів, перекрита товщею грубоуламкових морських і континентальних відкладень - моласами, робиться висновок, що геосинклінальні умови змінилися о. Цей висновок ґрунтується на існуючих уявленнях про тектонічні умови накопичення флішевих та моласових формацій.
   Аналіз формацій дає можливість класифікувати тектонічні структури, виділяючи їх особливі типи, наприклад, типи прогинів. Повторюваність типових формацій у просторово роз'єднаних структурах дозволяє намітити загальну етапність історія тектонічного розвитку структур, порівняти набори формацій близьких на кшталт структур різного віку тощо.
   Особливий напрямок у вивченні та класифікації осадових формацій становив напрямок, заснований на обліку вмісту в них промислових концентрацій певних видів корисних копалин. На цій підставі виділяються вугленосні, солоносні, фосфоритоносні, бокситоносні, залізорудні, латеритні, нафтоносні та цілий ряд інших формацій.
   Послідовність щодо і виділення формацій наступна. Спочатку в розрізі проводиться виділення товщ порід, що відрізняються за літологічним складом, розділених чітко вираженими поверхнями напластування, межами перерв або розмивів (стратиграфічна перерва та незгоди). p align="justify"> Потім проводиться вивчення групи порід (асоціації), що входять до складу виділеного природного комплексу, тобто. парагенетичний аналіз Одночасно визначаються та вивчаються циклічність будови формації чи інші структурно-текстурні ознаки. Далі з'ясовуються фаціальна природа кожного, хто входить до складу формації типу порід та його поєднання у розрізі, тобто. здійснюється фаціальний аналіз. На цій підставі визначається генетичний тип відкладень, встановлюється фізико-географічна (ландшафтна) ситуація формування формації. У заключній фазі формаційного аналізу визначаються кліматичний та тектонічний режими часу та місця формування формацій. Таким чином проводяться палеокліматичний та формаційно-тектонічний аналізи.
   Теоретичне значення вивчення осадових та осадово-вулканогенних формацій полягає у можливості відновлення по них древньої тектонічної, кліматичної та ландшафтної зональності. Практичне значення формаційного аналізу обумовлюється приуроченістю до певних формацій відповідних видів з корисними копалинами.

5. Ігнатенко І.В., Хавкіна Н.В. Підбури Крайнього Північного Сходу СРСР // Географія та генезис грунтів

Магаданської області. - Владивосток: Вид-во ДВНЦ АН СРСР. – С. 93-117.

6. Класифікація та діагностика ґрунтів Росії / Л.Л. Шишов [та ін]. – Смоленськ: Ойкумена, 2004. – 342 с.

7. Ґрунтово-географічне районування СРСР. - М: Вид-во АН СРСР, 1962. - 422 с.

8. Грунтознавство / за ред. В.А. Ковди, Б.Г. Розанова. - Ч. 2. - М: Вищ. шк., 1988. – 367 с.

УДК 631.48 (571.61) Е.П. Синельников, Т.А. Чеканнікова

ПОРІВНЯЛЬНА ОЦІНКА ІНТЕНСИВНОСТІ І НАПРЯМНОСТІ ПРОЦЕСІВ ТРАНСФОРМАЦІЇ РЕЧОВИННОГО СКЛАДУ ПРОФІЛЮ ВІДБІЛЕНИХ ГРУНТ РІВНИННИХ ТЕРРИТОРІЙ ПРИМОРСЬКОГО КРАХХОРХІРХОРХОРХІРХОРХІРХОРХОРХІРХОРХІРХОХТОРХІДХІХДХІХІРХІРХІРХІДХІХІХІХІХІХІХІВ

ЗАХІДНОЇ СИБІРІ

У статті наведено детальний аналіз процесів трансформації речовинного складу ґрунтів Південного Сибіру та Примор'я. Істотних відмінностей щодо інтенсивності та спрямованості провідних елементарних ґрунтових процесів не виявлено.

Ключові слова: Приморський край, Західний Сибір, дерново-підзолисті ґрунти, карбонатні ґрунти, порівняльна оцінка.

E.P.Sinelnikov, T.A.Chekannikova

COMPARATIVE ASSESSMENT OF PROFILE MATERIAL STRUCTURE TRANSFORMATION PROCESSES INTENSITY AND ORIENTATION ON THE FLAT TERRITORIES BLEACHED SOILS OF PRIMORSKY KRAI І CESPITOSE-PODZOLIC CARBONATE SOILS IN THE WESTERNSIBE

Складний аналіз структурних структур структури перетворення процесів в південній Сіберії і Приморському Краї ведеться. Принципові риси в intensity and orientation of leading elementary soil processes not revealed.

Key words: Primorsky Krai, Western Siberia, cespitose-podzolic soils, carbonate soils, comparative assessment.

Оцінка ступеня диференціації речовинного складу профілю ґрунтів у результаті дії різноманітних елементарних ґрунтових процесів вже давно стала складовоюдосліджень генетичних властивостей ґрунтового покриву будь-якого регіону Основу таких аналізів заклали роботи О.О. Роде,

Особливості диференціації речовинного складу ґрунтів південної частини російського Далекого Сходу, порівняно з близькими за генетичними показниками ґрунтами інших регіонів, досліджувалися

C.В. Зонном, Л.П. Рубцової та Є.М. Рудневої, Г.І. Івановим та інших. Результатом цих досліджень, заснованих головним чином аналізі генетичних показників, стало твердження про переважання тут процесів лессивирования, відбілювання, псевдооподзоливания і виключення процесів оподзоливания.

У цьому повідомленні зроблено спробу порівняти спрямованість та інтенсивність процесів трансформації речовинного складу профілю вибілених ґрунтів рівнинної частини Примор'я з дерновопідзолистими залишково-карбонатними ґрунтами. Західного Сибіруна основі кількісних показників балансу основних елементів речовинного складу.

Вибір грунтів Сибіру як порівняльний варіант невипадковий і зумовлений такими умовами. По-перше, залишково-карбонатні дерново-підзолисті ґрунти Сибіру сформувалися на покривних суглинках з підвищеним вмістом глинистих частинок та обмінних основ, що виключає принципові відмінності вже на першому етапі аналізу. По-друге – це наявність ґрунтовних монографічних даних та балансових розрахунків трансформації речовинного складу, опублікованих І.М. Гаджієвим, що значно спрощує виконання поставленого нами завдання.

Для порівняльного аналізу нами використано дані І.М. Гаджієва за розрізами 6-73 (дерновосильнопідзолисті) і 9-73 (дерново-слабопідзолисті ґрунти). Як вибілені варіанти грунтів

Примор'я нами взяті буро-вибілені та лугові глеєво-слабовибілені ґрунти. Вихідні дані зазначених ґрунтів, а також оцінка трансформації їх речовинного складу залежно від геоморфологічного розташування та ступеня відбіленості представлені нами у попередньому повідомленні. Основні показники дерново-підзолистих ґрунтів представлені у таблиці 1.

Аналіз даних таблиці 1 цього повідомлення та таблиці 1 попереднього показує на два суттєві моменти: по-перше, це досить близький склад грунтоутворювальних порід, і по-друге -явно виражений поділ профілів всіх аналізованих розрізів на акумулятивно-елювіальну та ілювіальні частини. Так, за даними Е.П. Синельникова, вміст глинистих частинок у грунтоутворюючій породі рівнин Примор'я становить 73-75%, для південної тайги Західного Сибіру 57-62%. Кількість мулистої фракції відповідно склала 40-45 і 35-36 відсотків. Сумарна величина обмінних катіонів Са і Мд в озерно-алювіальних відкладах Примор'я 22-26 мекв на 100 г грунту, в покривних суглинках Сибіру 33-34, величина актуальної кислотності відповідно 5,9-6,3 та 7,1-7,5 од. . рН. Залишкова карбонатність порід проявляється у властивостях материнських порід аналізованих розрізів Сибіру, ​​але її вплив на фізико-хімічний стан верхніх горизонтів мінімальний, особливо середньо- та сильнопідзолистих ґрунтів.

Досліджуючи проблему диференціації профілю дерново-підзолистих ґрунтів, І.М. Гаджієв відзначає чітке виділення елювіальної частини, збідненої полуторними оксидами і збагаченою кремнеземом, і ілювіальною, певною мірою збагаченою основними компонентами речовинного складу, у порівнянні з горизонтами, що лежать вище. У той же час помітного накопичення оксидів тут по відношенню до вихідної породи не виявлено і навіть знижено. Аналогічна закономірність проявляється і в вибілених ґрунтах Примор'я.

Посилаючись роботи А.А. Роде, І.М. Гаджієв вважає, що даний фактпідтверджує закономірність поведінки речовини при підзолоутворювальному процесі, сутність якого «... полягає в тотальному руйнуванні мінеральної основи ґрунтів і транзитному скиданні одержуваних при цьому продуктів далеко за межі ґрунтового профілю». Зокрема, згідно з балансовими розрахунками І.М. Гаджієва, загальний обсяг знебарвлення сумарної потужності ґрунтових горизонтів щодо материнської породи становить від 42-44% у сильнопідзолистому ґрунті до 1,5-2 у слабопідзолистому.

Таблиця 1

Основні показники речовинного складу залишково-карбонатних дерново-підзолистих ґрунтів Західного Сибіру (розраховано за даними І.М. Гаджієва)

Горизонт Розрахункова потужність, см Зміст частинок<0,001 мм Плотность, г/см3 Валовый состав почвы в целом, % Состав крупнозема, % Состав ила, %

2 о со о од с со о од О) 1_1_ со о 2 2 про со со о 2 а) о_ со о сч< 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 <

Розріз 6-73 Дерново-сильнопідзолистий

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, 4

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, 8

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, 8

НД 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, 8

З 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

НД 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

З 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

Аналогічні розрахунки, виконані автором для чорноземних грунтів і сірих лісових, показали повну тотожність спрямованості та швидкості перебудови речовинного складу проти автоморфними грунтами південно-тайгової підзони Сибіру. При цьому ". чорнозем вилужений за складом мулу, заліза і алюмінію з ґрунтових горизонтів у порівнянні з вихідною породою практично повторює дерново-слабопідзолистий ґрунт, темно-сіра лісова опідзолена ґрунт близька до дерновосередньопідзолистої, а світло-сіра лісова опідзолена за цими показниками. Такий стан справ дозволив автору зробити висновок, що формування сучасних дерново-підзолистих ґрунтів відбувається на вже попередньо добре диференційованій мінеральній основі, в загальних рисах глибоко елювіально-перетвореної в порівнянні з вихідною породою, тому елювіально-ілювіальну диференціацію профілю навряд чи доречно. за рахунок підзолоутворювального процесу у сучасному його розумінні».

Найбільш наближеним за складом до вихідної породи є горизонт С слабопідзолистого ґрунту, і в перерахунку на аналізовану потужність сучасного профілю ґрунту в ньому містилося 4537 тонн мулу, 2176 тонн алюмінію та 790 тонн заліза на гектар. У близькому за потужністю профілі сильнопідзолистого ґрунту аналогічні показники склали: 5240, 2585 та 1162 тонни на гектар. Тобто тільки за рахунок підвищеної міграції речовин у профілі сильнопідзолистого ґрунту, що дорівнює потужності вихідної материнської породи, мало бути винесено 884 тонни на гектар мулу, 409 тонн алюмінію та 372 тонни заліза. Якщо перевести ці показники на кубічний метр, то отримаємо відповідно: 88,4; 40,9 та 37,2 кг. Реально профіль сильнопідзолистого ґрунту, за даними І.М. Гаджієва, щодо материнської породи втратив 15,7 кг кремнезему, 19,8 кг алюмінію та 11 кг заліза на м3.

Якщо вважати втрати аналізованих речовин у профілі дерново-сильнопідзолистого ґрунту щодо вихідного вмісту речовин у породі слабопідзолистого ґрунту, то отримаємо, що втрати мулу становитимуть 135 кг/м3, а накопичення алюмінію, навпаки, становитиме 7,5 кг та заліза 3,4 кг.

Щоб зрозуміти суть процесів трансформації речовинного складу дерновопідзолистих грунтів Західного Сибіру і зіставити результати з вибіленими грунтами рівнин Примор'я, ми розклали, використовуючи методику В.А. Таргульяна , валовий вміст основних оксидів на частку, що приходить на великозем (> 0,001 мм) і мулисту фракцію. Отримані результати для дерновопідзолистих ґрунтів Сибіру представлені в таблиці 2 (відповідні показники для вибілених ґрунтів Примор'я наведені у .

Весь профіль досліджуваних ґрунтів досить чітко ділиться на чотири зони: акумулятивна (гір. А1), елювіальна (гір. А2 і Bh), ілювіальна (гір. В1, В2 і ВС) та материнська порода (гір. розрахунки таблиці 2. Такий поділ дозволяє більш контрастно оцінити суть та спрямованість процесів трансформації речовинного складу в межах конкретного профілю ґрунту та сумарно оцінити баланс речовинного складу.

Таблиця 2

Основні показники балансу речовинного складу залишково-карбонатних дерново-підзолистих

грунтів щодо грунтоутворювальної породи, кг/м3

Гори- Механічні елементи Зміст у великоземі Зміст у мулистій фракції

Крупнозем Іл SiO2 AІ2Oз Fe2Oз SiO2 AІ2Oз Fe2Oз

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

Розріз 6-73 Дерново-сильнопідзолиста

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

НД 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

Розріз 9-73 Дерново-слабопідолиста

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

НД 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

Примітка. 1 – вихідні величини; 2 – зміст в даний час.

З даних таблиці 2 видно, що спрямованість та інтенсивність процесів трансформації речовинного складу «споріднених» пар грунтів далеко не однозначні. В елювіальній зоні профілю сильнопідзолистого ґрунту йде накопичення фракцій великозему щодо материнської породи (+46 кг/м3) та виносу мулу (-101 кг). В ілювіальній зоні цих ґрунтів, навпаки, відбувається винесення великозему (-38 кг) та накопичення мулу (+50 кг). Сумарний баланс великозему загалом за профілем явно нейтральний (+5 кг), враховуючи деяку умовність складових розрахункові показники. Сумарний баланс мулу негативний -64 кг.

У дерново-слабоподзолистій грунті у всіх зонах профілю спостерігається зменшення частки великозему щодо материнської породи, сумарно -146 кг. Накопичення глистої фракції (55 кг) характерне тільки для ілювіальної частини, причому за цим показником горизонти В як сильнопідзолистого, так і слабопідзолистого грунту практично близькі, 50-55 кг/м3, але сумарне накопичення мулу в горизонтах переважає над виносом його з елювіально- акумулятивної зони (+25 кг).

Таким чином, у ґрунтах різного ступеня підзолистості характер перерозподілу механічних елементів різний як за спрямованістю, так і за кількісними показниками. У сильнопідзолистому ґрунті йде більш потужний винос мулу з поверхневих горизонтів за межі ґрунтового профілю, а в слабопідзолистому, навпаки, спостерігається слабкий винос мулу при інтенсивному виносі великозему практично з усієї товщі ґрунтового профілю.

У буро-вибіленому ґрунті Примор'я (БО) спрямованість процесів перерозподілу механічних елементів однотипна з сильнопідзолистим ґрунтом, але інтенсивність (контрастність) суттєво вища. Так, накопичення великозему у гір. А2 склало 100 кг, а винос з ілювіальної товщі 183, що сумарно становить -81 кг, при +5 сильноподзолистом грунті. Винос мулу активно йде по всій елювіально-акумулятивній частині профілю (-167 кг), а накопичення його в горизонтах лише 104 кг. Сумарний баланс мулу в БВ грунті становить -63 кг, що практично ідентично сильнопідзолистому грунту. У лугової глеевой слабоотбеленной грунті (ЛГ отб) спрямованість процесів перерозподілу механічних елементів практично однотипна з БО грунтом, але інтенсивність значно нижча, хоча сумарний баланс елементів досить близький і перевищує показник більш вибіленого грунту.

Отже, інтенсивність процесу відбілювання реально не корелює з характером перерозподілу механічних елементів, хоча буро-вибілені ґрунти значно старші і пройшли у минулому стадію лугових глеєвих ґрунтів.

Аналізуючи сумарну та індивідуальну участь основних оксидів ^Ю2, AІ2Oз, Fe2Oз) у речовинному складі великозему та мулу окремих зон ґрунтового профілю розрізів щодо ґрунтоутворювальної породи, можна виявити наступні особливості та закономірності.

У горизонті А1 сильнопідзолистого ґрунту при виносі 3 кг великозему сума оксидів становить 1,6 кг; в елювіальній частині профілю сума основних оксидів на 11 кг перевищує масу великозему, а в ілювіальній частині, навпаки, маса великозему на 14 кг більше суми оксидів.

У перегнійному горизонті слабопідзолистого ґрунту частка великозему на 4 кг більша за сумарний вміст оксидів, в елювіальній зоні це перевищення склало 10, а в ілювіальній частині - 20 кг.

У горизонтах А1 і А2 відбілів Примор'я маса великозему практично збігається з масою основних оксидів, а в горизонтах перевищує майже на 50 кг. В елювіально-акумулятивній частині профілю лугового глеевого слабовибіленого ґрунту закономірність зберігається, тобто маса великозему збігається з масою оксидів, а в ілювіальних горизонтах на 20 кг більше.

В оцінці аналізованих величин перерозподіл механічних елементів та основних оксидів речовинного складу ґрунту велику значимість має потужність розрахункового шару, тому для реального зіставлення спрямованості та інтенсивності процесів отримані значення балансу слід призвести до рівного за потужністю шару. З урахуванням малої потужності гумусового горизонту цілинних підзолистих ґрунтів розрахунковий шар не може бути більше 5 см. Результати таких перерахунків наведено в таблиці 3.

Результати перерахунку на рівну потужність аналізованого шару ґрунту явно вказують на принципову різницю перерозподілу речовинного складу дерново-підзолистих ґрунтів Сибіру та вибілених ґрунтів Примор'я залежно від ступеня вираженості основних процесів ґрунтоутворення.

Таблиця 3

Баланс механічних елементів та основних оксидів (кг) у розрахунковому шарі 5х100х100 см

щодо грунтоутворювальної породи

Шар, горизонти Механічні елементи Крупнозем (> 0,001) Глиста фракція (<0,001)

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

Дерново-сильнопідзолистий ґрунт

А1 -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

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

Дерново-слабопідзолистий грунт

А1 -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

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

Буро-вибілений грунт

А1 +0,6 -22,2 0 +0,9 0 +0,9 -11,4 -8,1 -2,2 -21,7

А2 -9,9 -17,7 +5,4 +2,7 +0,9 +1,9 -8,9 -7,2 -1,8 -17,9

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

Луговий глеєвий слабовибілений грунт

А1 -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

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

Зокрема, тільки в слабопідзолистих ґрунтах спостерігається максимальне винесення великозему по всьому профілю щодо вихідної породи. При цьому максимум посідає гумусовий горизонт. Накопичення великозему в елювіальній частині профілю вибілених ґрунтів у 2-3 рази вище, ніж у сильнопідзолистому ґрунті.

У всіх аналізованих розрізах йде інтенсивний винос мулу з гумусового горизонту: від 16 кг у підзолистих ґрунтах до 19-22 у вибілених. В елювіальній частині профілю виносила дещо менше і практично однаковий для всіх розрізів (13-17 кг). Виняток становить лише розріз слабопідзолистого ґрунту, де винос ила мінімальний - 1,3 кг. В ілювіальній частині профілю всіх розрізів відбувається накопичення мулу від 2 до 5 кг на шар ґрунту 5 см, що абсолютно нерівнозначно виносу його з товщі, що лежить вище.

Більшість дослідників підзолистих та близьких до них ґрунтів схиляються до думки, що основним критерієм розпаду мулу (підзолоутворення) або його однорідності за профілем (лесування) є показник молекулярного відношення SiO2/R2Oз, хоча є й протиріччя. Зокрема, С.В. Зонн та ін. підкреслюють, що в умовах частої зміни відновлювальних та окисних умов, що характерно для Примор'я, відбувається суттєва зміна не легких, а саме великих фракцій гранулометричного складу ґрунтів, і особливо за вмістом заліза, яке, вивільняючись, переходить у сегрегований стан. І в цьому, на думку авторів, принципова відмінність хімізму буро-вибілених ґрунтів від дерново-підзолистих.

Виходячи з цих положень, ми порівняли молекулярні відносини SiO2/R2Oз та AІ2Oз/Fe2Oз у «великоземі» та мулі розрізів, взявши їх величину в ґрунтоутворюючій породі за 100%. Природно, що величина менше 100% свідчить про відносне накопичення полуторных оксидів у певній частині ґрунтового профілю, і, навпаки, величина понад 100% - їх зниження. Отримані дані подано у таблиці 4.

Аналіз даних таблиці 4 дозволяє помітити, що якщо судити стосовно SiO2/R2Oз мулистої фракції, то суттєвих відмінностей між горизонтами підзолистих ґрунтів явно не спостерігається (±7%). У розрізах вибілених ґрунтів ця тенденція зберігається, але рівень розширення молекулярних відносин у горизонтах А1 та А2 досягає 15-25% залежно від ступеня відбілювання.

Величина відношення AІ2Oз/Fe2Oз в мулистій фракції розрізу слабопідзолистого ґрунту і сильновідбіль-ної реально стабільна по всіх горизонтах і, навпаки, суттєво відрізняється з сильнопідзолистою і

слабовибіленими ґрунтами. Тобто, однозначного висновку про ступінь диференціації мулу в залежності від виразності основного процесу підзолоутворення або відбілювання в розрізах, що розглядаються, зробити не можна.

Таблиця 4

Аналіз величини молекулярних відносин щодо ґрунтоутворювальної породи

Дерново-підзолисті ґрунти Вибілені ґрунти

сильно-слабко-сильно-слабко-

підзолисті підзолисті вибілені вибілені

Горизонт 3 О3 2 СІ /2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3 з 3 О3 2 сі 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3 з 3 О3 2 СІ 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ / 3 О3 з 3 О3 2 сі 2 про с/е 3 О3 2 1_1_ /3 О3<

Фракції «великозему» (> 0,001 мм)

А1 103 55 109 110 108 97 100 100

А2 104 64 126 110 115 87 112 105

У 97 64 138 160 101 87 80 103

З 100 100 100 120 100 100 100 100

Фракції «мулу» (< 0,00" мм)

А1 110 131 107 94 126 104 124 120

А2 107 120 107 97 115 98 103 122

У 100 108 93 100 100 102 100 107

З 100 100 100 100 100 100 100 100

Дещо виразніше відношення А12О3/Рв20з у великоземі проявляється у профілі сильнопідзолистого ґрунту (-40;-45%) та відбілів -13%. У розрізах грунтів слабкої вираженості переважаючого типу ЕПП це відношення має протилежну позитивну тенденцію (+5; +10%), а максимальне відхилення від материнської породи (+60%) - в горизонті слабопідзолистого грунту.

Таким чином, ні вихідні дані речовинного складу, ні спроби їх аналізу з використанням різних розрахункових показників не виявили ясно виражених відмінностей як між підзолистими та вибіленими типами ґрунтів, так і залежно від ступеня виразності провідного типу елементарного процесу ґрунтоутворення, в даному випадку підзолоутворення та лесиважа .

Очевидно, принципові відмінності в їхньому прояві зумовлені більш динамічними процесами та явищами, пов'язаними з гумусоутворенням, фізико-хімічним станом та окислювально-відновними процесами.

Література

1. Гаджієв І.М. Еволюція ґрунтів південної тайги Західного Сибіру. – Новосибірськ: Наука, 1982. – 278 с.

2. Зонн С.В. Про бурі лісові та бурі псевдопідзолисті ґрунти Радянського Союзу // Генезис і геогра-

фія ґрунтів. - М: Наука, 1966. - С.17-43.

3. Зонн С.В., Нечаєва Є.Г., Шевців А.П. Процеси псевдоопідзолювання та лесівування в лісових ґрунтах південного Примор'я// Грунтознавство. – 1969. – №7. – С.3-16.

4. Іванов Г.І. Ґрунтоутворення Півдні Далекого Сходу. - М: Наука, 1976. - 200 с.

5. Організація, склад та генезис дерново-палево-підзолистого ґрунту на покривних суглинках / В.А. Тар-гульян [та ін]. – М., 1974. – 55 с.

6. Підзолисті грунти центральної та східної частин європейської території СРСР (на суглинистих грунтоутворюючих породах). – Л.: Наука, 1980. – 301 с.

7. Роде А.А. Ґрунтоосвітні процеси та їх вивчення стаціонарним методом // Принципи організації та методи стаціонарного вивчення ґрунтів. - М: Наука, 1976. - С. 5-34.

8. Рубцова П.П., Руднєва О.М. Про деякі властивості бурих лісових ґрунтів передгір'я Карпат і рівнин Приамур'я // Грунтознавство. – 1967. – №9. – С. 71-79.

9. Синельников Е.П. Оптимізація властивостей та режимів періодично перезволожуваних ґрунтів / ДВО ДОП РАН, Приморська ГСХА. – Уссурійськ, 2000. – 296 с.

10. Синельников Е.П., Чеканнікова Т.А. Порівняльний аналіз балансу речовинного складу ґрунтів різного ступеня відбіленості рівнинної частини Приморського краю // Вестн. КрасГАУ. – 2011. – №12 (63). – С.87-92.

УДК 631.4:551.4 Е.О. Макушкін

ДІАГНОСТИКА ГРУНТ ВЕРХОВ'Я ДЕЛЬТИ нар. СЕЛЕНГИ*

У статті представлена ​​діагностика ґрунтів верхів'їв дельти нар. Селенги на основі морфогенетичних та фізико-хімічних властивостей ґрунтів.

Ключові слова: дельта, ґрунт, діагностика, морфологія, реакція, зміст гумусу, тип, підтип.

E.O.Makushkin SOILS DIAGNOSTICS IN THE SELENGA RIVER DELTA UPPER REACHES

Солі diagnostics в Selenga річці delta вгорі вивчають на основі ґрунтів morphogenetic, фізичних і хімічних властивостей є в матеріалі.

Key words: delta, soil, diagnostics, morphology, reaction, humus content, type, subtype.

Вступ. Унікальність дельти нар. Селенги полягає в тому, що вона є єдиною у світі прісноводною дельтовою екосистемою площею понад 1 тис. км2, включеною до списку природних об'єктів Рамсарської конвенції, що особливо охороняються. Тому цікавить вивчення її екосистем, включаючи і грунтові.

Раніше нами, у світлі нової класифікації ґрунтів Росії, діагностувалися ґрунти піднесених ділянок притерасної заплави і великого острова (о-ва) Сінної в серединній частині дельти, дрібних і великих о-вів периферичної частини дельти.

Ціль. Провести класифікаційну діагностику ґрунтів верхів'їв дельти з урахуванням присутності певної контрастності у ландшафті та специфіки впливу природно-кліматичних факторів на ґрунтоутворення.

Об'єкти та методи. Об'єктами досліджень були алювіальні ґрунти верхів'їв дельти нар. Селенги. Ключові ділянки були представлені у прирусловій та центральній заплаві основного русла річки поблизу села (с.) Мурзино Кабанського району Республіки Бурятія, а також на о-вах із місцевими назвами: Житло (напроти с. Мурзино), Свинячий (800 м від с. Мурзино) вгору за течією).

У роботі використовувалися порівняльно-географічні, фізико-хімічні та морфогенетичні методи. Класифікаційне становище грунтів наводиться відповідно до . У методологічному аспекті, враховуючи вимоги, у роботі акцентовано увагу насамперед на морфогенетичні та фізико-хімічні властивості верхніх гумусових горизонтів. Нумерацію похованих горизонтів здійснювали, починаючи знизу ґрунтового профілю, римськими великими цифрами, як це прийнято при вивченні ґрунтоутворення в заплавах річок.

Результати та обговорення. Біля с. Мурзіно було закладено низку ґрунтових розрізів. Перші три ґрунтові розрізи закладені по трансекту на ділянках від низинної фації перед штучною дамбою, безпосередньо біля села у напрямку до основного лівого русла річки Селенги, що утворився в

Екзаменаційний матеріал

Білет №6.

1.Районування – основний метод географічних досліджень: що таке район, основні фактори формування районів, значення районування, ознаки районування та види районів.

2.Дослідження видів районування територій Росії.

Білет №7.

1. Адміністративно-територіальний устрій Росії: що таке адміністративно-територіальний поділ та його основні функції, федерація, суб'єкти федерації та принципи їх виділення, федеральні округи.

2. Встановити склад федеральних округів Росії.

Білет №8.

1. Природні умови та ресурси Росії: що таке природні умови та природні

ресурси, види природних ресурсів

2.0цінка природних умов та ресурсів природного району Росії.

Білет №9.

1. Рельєф Росії: основні риси, гори та рівнини.

2. Встановити залежність поширення найбільших форм рельєфу від особливостей будови земної кори.

Білет №10.

1. Мінеральні ресурси Росії та їх використання: розміщення корисних копалин Росії, види мінеральних ресурсів щодо агрегатного стану та промислового використання, позиції Росії у світі за вартістю та запасами корисних копалин.

2. Дослідити особливості розміщення мінеральних ресурсів Росії.

Білет №11.

1. Земна кора і людина: вплив земної кори і які у ній геологічних процесів життя і господарську діяльність людей; вплив господарську діяльність людини поверхню земної кори і будова її верхню частину.

2. Дослідити особливості прояву внутрішніх сил Землі біля Росії.

Білет №12.

1. Клімат Росії: фактори, що впливають формування клімату Росії, вплив географічного положення та значних відмінностей у величині сумарної сонячної радіації на температуру повітря та інтенсивність природних процесів між північними та південними районами країни.

2.Проаналізувати розподіл сумарної сонячної радіації та радіаційного балансу на території Росії

Білет №13.

1. Клімат Росії: вплив особливостей рельєфу на клімат Росії, типи повітряних мас на території Росії та їх вплив на клімат різних частин країни, Азіатський максимум та його вплив на території Росії.

2.Визначити типи клімату за описом та встановити за кліматограмами місто (географічний об'єкт), розташоване в цьому типі клімату

Білет №14.

1. Клімат Росії: розподіл температур повітря, атмосферних опадів та зволоження територією Росії.

2.Встановить риси подібності та відмінності у розподілі літніх і зимових температур повітря та виявити особливості зволоження у різних частинах території Росії.

Білет №15.

1. Кліматичні пояси та області: показники відмінності та основні риси клімату кліматичних поясів та областей Росії.

2.Аналіз основних показників типів кліматів Росії.

Білет №16.

1. Атмосферні фронти, циклони та антициклони: як виникають та впливають на погоду.

2.Визначити тип погоди за характерними ознаками.

Білет №17.

4.Вкажіть суб'єкти Російської федерації з найбільшим природним приростом населення. З чим це пов'язано?

Білет №24.

2.Дослідіть особливості статево піраміди Росії (див. атлас стор 22).

«Помічник»

1.Як на сучасній статево піраміді відбиті сліди великих соціальних потрясінь, пережитих Росією в XX столітті?

2.Визначте, у яких вікових групах населення спостерігається найбільше перевищення жінок над чоловіками?

3.Яку частину населення країни складають чоловіки та жінки? У чому причини порушення співвідношення статей?

Білет №25.

2. Досліджуйте особливості етнічного та мовного та релігійного складу населення європейської частини Росії (див. атлас стор 24-25).

«Помічник»

1.Визначте, які народи населяють європейську частину Росії? До яких мовних сімей та груп вони належать?

2. Які народи, що проживають тут, відносяться до найбільших (більше 1 млн. чоловік)? Визначте багатонаціональні райони європейської частини Росії.

4.В яких суб'єктах цієї частини Російської Федерації переважають корінні народи?

5. Які мовні сім'ї та групи найбільші, а які найменші?

б. Визначте які релігії сповідує населення європейської частини Росії? Яка з них найпоширеніша серед віруючих?

7.Встановіть основні райони поширення мусульманства та буддизму - ламаїзму та народи, які сповідують ці релігії.

8.Чим пояснити різноманіття народів, мов та релігій європейської частини Росії?

Білет №26.

2.Дослідіть зміни щільності населення межах Основної зони розселення Росії (див. атлас стор.22-23).

«Помічник»

1.Визначте райони країни з найбільшою густотою населення.

2.Встановіть величину переважну густину населення в європейській частині країни. Де вона максимальна та мінімальна?

З. Як змінюються показники щільності населення на території між Тюменню та Іркутськом?

4. Яка густота населення переважає на ділянці від Улан-Уде до Владивостока?

5.Порівняйте карти «Сприятливість природних умов для життя людей» та

«Розміщення населення» та сформулюйте висновок.

Білет №27.

2. Досліджуйте особливості розміщення міст біля Росії (див. атлас стр.22-

«Помічник»

1.Визначте, в якій із частин Росії (європейської чи азіатської) більше міст?

2. Підрахуйте кількість міст-мільйонерів, найбільших і великих міст у європейській та азіатській частинах Росії та сформулюйте висновок.

3.Встановіть, як співвідноситься кількість міст із населенням понад 500 тис. осіб із Основною зоною розселення та сприятливістю природних умов для життя людей.

4.Визначте, як змінювалася сучасна чисельність міського населення Росії? З чим це пов'язано?

Білет №28.

2. Досліджуйте географічні відмінності в міграційному зростанні (убутку) населення на території Росії (див. атлас стор.25).

«Помічник»

1.Визначте суб'єкти Російської Федерації з найбільшим коефіцієнтом міграційного приросту.

2.Встановіть суб'єкти Російської Федерації з міграційним убутком.

З. Сформулюйте обгрунтований висновок причин сучасних міграційних потоках біля Росії.

Розглянуто на Методичному об'єднанні та рекомендовано для проведення іспиту з географії «Росія: природа, населення, господарство», 8 клас.

Рельєфоутворююча роль вертикальних тектонічних рухів вищого порядку полягає також у тому, що вони контролюють розподіл площ, зайнятих сушею та морем (обумовлюють морські трансгресії та регресії), визначають конфігурацію материків та океанів.

Розподіл площ, зайнятих сушею і морем, і навіть конфігурація материків і океанів, як відомо, є першопричиною зміни клімату Землі. Отже, вертикальні рухи надають як пряме вплив на рельєф, а й опосередковане, через клімат, вплив якого на рельєф говорилося вище (гл. 4).

РЕЛЬЄФООБРАЗУВАЛЬНА РОЛЬ НОВИХ ТЕКТОНІЧНИХ РУХІВ ЗЕМНОЇ КОРИ

У попередніх розділах йшлося про відображенні геологічних структур у рельєфі та вплив на рельєф різних типів тектонічних рухів, безвідносно до часу прояву цих рухів.

В даний час встановлено, що головна роль у формуванні основних рис сучасного рельєфу ендогенного походження належить так званим новітнім тектонічним

Рис. 12. Схема нових (неоген-четвертичных) тектонічних рухів біля СРСР (по, значно спрощена): / - області дуже слабко виражених позитивних рухів; 2-області слабко виражених лінійних позитивних рухів; 3 - області інтенсивних склепіння підняття; 4 - області слабо виражених лінійних піднять та опускань; 5 - області інтенсивних лінійних піднятий з великими (о) та значними (б) градієнтами вертикальних рухів; 6 - області намічаних (а) та переважаючих (б) опускань; 7-кордон областей сильних землетрусів (7 балів та більше); в-кордон прояву неоген-четвертичного вулканізму; 9 - межа поширення діючих

двіженням,під якими більшість дослідників розуміють рухи, що мали місце в неоген-четвертичне час. Про це досить переконливо свідчить, наприклад, зіставлення гіпсометричної карти СРСР та карти нових тектонічних рухів (рис. 12). Так, областям зі слабовираженими вертикальними позитивними тектонічними рухами в рельєфі відповідають рівнини, невисокі плато і плоскогір'я з тонким чохлом четвертинних відкладів: Східно-Європейська рівнина, значна частина Західно-Сибірської низовини, плато Устюрт.

Областям інтенсивних тектонічних занурень, як правило, відповідають низовини з потужною товщею опадів неоген-четвертичного віку: , Тянь-Шань, гори Прибайкалля та Забайкалля та ін.

Отже, рельєфоутворююча роль нових тектонічних рухів виявилася насамперед у деформації топографічної поверхні, у створенні позитивних і негативних форм рельєфу різного порядку. Через диференціацію топографічної поверхні новітні тектонічні рухи контролюють розташування на поверхні Землі областей зносу та акумуляції і, як наслідок цього, областей з переважанням денудаційного (виробленого) та акумулятивного рельєфу. Швидкість, амплітуда і контрастність нових рухів істотно впливають інтенсивність прояви екзогенних процесів і знаходять свій відбиток у морфології і морфометрії рельєфу.

Вираз у сучасному рельєфі структур, створених неотектонічними рухами, залежить від типу та характеру неотектонічних рухів, літології деформованих товщ та конкретних фізико-географічних умов. Одні структури знаходять пряме свій відбиток у рельєфі, дома інших формується звернений рельєф, дома третіх - різні типи перехідних форм від прямого рельєфу до зверненому. Різноманітність співвідношень між рельєфом та геологічними структурами особливо характерна для дрібних структур. Великі структури, зазвичай, знаходять пряме вираження у рельєфі.

Форми рельєфу, зобов'язані своїм походженням неотектонічним структурам, дістали назву морфоструктур.Нині немає єдиного тлумачення терміна «морфоструктура» ні щодо масштабу форм, ні щодо характеру відповідності між структурою та її виразом у рельєфі. Одні дослідники розуміють під морфоструктурами і прямий, і звернений, і будь-який інший рельєф, що виник дома геологічної структури, інші - лише прямий рельєф. Точка зору останніх, мабуть, більш правильна. Морфоструктурами ми називатимемо форми рельєфу різного масштабу, морфологічний вигляд яких значною мірою відповідає типам геологічних структур, що їх створили.

Дані, які мають в даний час геологія і геоморфологія, свідчать про те, що земна кора відчуває деформації практично всюди і різного характеру: і коливальні, і складкоутворювальні, і розривоутворювальні. Так, наприклад, в даний час підняття випробовують територія Фенноскандії та значна частина території Північної Америки, що примикає до Гудзонової затоки. Швидкості підіймання цих територій дуже значні. У Фенноскандії вони становлять 10 мм на рік (мітки рівня моря, зроблені у XVIII ст. на берегах Ботнічної затоки, піднесені над сучасним рівнем на 1,5-2,0 м).

Береги Північного Моря в межах Голландії та сусідніх із нею областей опускаються, змушуючи мешканців будувати греблі для захисту території від наступу моря.

Інтенсивні тектонічні рухи відчувають області альпійської складчастості та сучасних геосинклінальних поясів. За наявними даними, Альпи за неоген-четвертинний час піднялися на 3-4 км, Кавказ і Гімалаї лише за четвертинний час піднялися на 2-3 км, а Памір на 5 км. На тлі піднятий окремі ділянки в межах областей альпійської складчастості зазнають інтенсивних занурень. Так, на тлі підняття Великого та Малого Кавказу укладена між ними Куро-Араксинська низовина відчуває інтенсивне занурення. Свідченням існуючих тут різноспрямованих рухів є становище берегових ліній стародавніх морів, попередників сучасного Каспійського моря. Прибережні опади одного з таких морів - пізньобакинського, рівень якого розташовувався на абсолютній висоті 10-12 м, в даний час простежуються в межах південно-східної перикліналі Великого Кавказу та на схилах Талиських гір на абсолютних відмітках +200-300 м, а в межах Куро-Араксинська низовина розкрита свердловинами на абсолютних відмітках мінус 250-300 м. Інтенсивні тектонічні рухи спостерігаються в межах серединно-океанічних хребтів.

Про прояв неотектонічних рухів можна судити з численних і різноманітних геоморфологічним ознаками. Наведемо деякі з них: а) наявність морських та річкових терас, освіта яких не пов'язана з впливом зміни, клімату; б) деформації морських та річкових терас та стародавніх поверхонь денудаційного вирівнювання; в) глибоко занурені або високо підняті над рівнем моря коралові рифи; г) затоплені морські берегові форми та деякі підводні карстові джерела, положення яких не можна

пояснити евстатичними коливаннями1 рівня Світового океану чи іншими причинами;

д) антецедентні долини, що утворюються в результаті пропилювання рікою тектонічного підвищення, що виникає на її шляху - антиклінальної складки або блоку (рис. 13),

Про прояв неотектонічних рухів можна судити і з непрямих ознак. Чуйно реагують ними флювіальні форми рельєфу. Так, ділянки, що випробовують тектонічні підняття, зазвичай характеризуються збільшенням густоти та глибини

ерозійного розчленування в порівнянні з територіями, стабільними в тектонічному відношенні абоякі відчувають занурення. Змінюється на таких ділянках і морфологічний вигляд ерозійних форм: долини зазвичай стають уже, схили крутіші, спостерігаються зміна поздовжнього профілю річок і різкі зміни напряму їх течії в плані, які не можна пояснити іншими причинами, і т. д. Таким чином, існує тісний зв'язок між характером та інтенсивністю нових тектонічних рухів та морфологією рельєфу. Цей зв'язок дозволяє широко використовувати геоморфологічні методи щодо неотектонічних рухів і геологічної структури земної кори.

1 Евстатичні коливання - повільні зміни рівня Світового океану, що відбуваються одночасно і з однаковим знаком по всій площі океану за рахунок зростання або скорочення надходження води в океан.

Крім нових тектонічних рухів, розрізняють звані сучасні двіження,під якими, згідно

Розуміють рухи, що виявилися вісторичний час і зараз. Про існування таких рухів свідчать багато історико-археологічних даних, а також дані повторних нівелювань. Зазначені часом великі швидкості цих рухів диктують нагальну необхідність їхнього обліку під час будівництва довгострокових споруд - каналів, нафто - і газопроводів, залізниць та інших.

РОЗДІЛ 6. МАГМАТИЗМ І РЕЛЬЄФОУТВОРЕННЯ

Магматизм відіграє важливу і дуже різноманітну роль у рельєфоутворенні. Це стосується і інтрузивного і ефузивного магматизму. Форми рельєфу, пов'язані з інтрузивним магматизмом, можуть бути як результатом безпосереднього впливу магматичних тіл (батолітів, лакколітів та ін), так і наслідком препарування інтрузивних магматичних порід, які, як уже згадувалося, нерідко є більш стійкими до впливу зовнішніх сил, ніж вміщаючі їх осадові породи.

Батоліти найчастіше присвячені осьовим частинам антикліноріїв. Вони утворюють великі позитивні форми рельєфу, поверхня яких ускладнена дрібнішими формами, зобов'язаними своїм виникненням впливу тих чи інших екзогенних агентів залежно від конкретних фізико-географічних умов.

Прикладами досить великих гранітних батолітів біля СРСР можуть бути масив у західній частині Зеравшанского хребта у Середній Азії (рис. 14), великий масив у Конгуро-Алагезском хребті у Закавказзі.

Лаколіти зустрічаються поодинці або групами і часто виражаються врельєфі позитивними формами у вигляді куполів «чи «караваїв». Добре відомі лаколіти Північного Кавказу

Рис. 15. Лаколіти Мінеральних Вод, Північний Кавказ (рис.)

(рис. 15) у районі м. Мінеральні Води: гори Бештау, Лиса, Залізна, Зміїна та ін. Типові, добре виражені в рельєфі лаколіти відомі також у Криму (гори Аю-Даг, Кастель).

Від лакколітів та інших інтрузивних тіл нерідко відходять жилоподібні відгалуження, які називаються апофізами.Вони січуть породи, що вміщають, у різних напрямках. Відпрепаровані апофізи на земній поверхні утворюють вузькі, вертикальні або крутопадаючі тіла, що нагадують стіни, що руйнуються (рис. 16,5-). б).Пластові інтрузії виражаються у рельєфі у вигляді щаблів, аналогічних структурним щаблям, що утворюються в результаті виборчої денудації в осадових породах (рис. 16, Л-Л). Відпрепаровані пластові інтрузії широко поширені в межах Середньосибірського плоскогір'я, де вони пов'язані з використанням порід трапової формації 1.

Магматичні тіла ускладнюють складчасті структури та їх відображення у рельєфі. Чітке відображення у рельєфі знаходять освіти, пов'язані з діяльністю ефузивного магматизму, або вулканізму, який створює своєрідний рельєф. Вулканізм – об'єкт дослідження спеціальної геологічної науки – вулканології, але низка аспектів прояву вулканізму має безпосереднє значення для геоморфології.

Залежно від характеру вивідних отворів розрізняють виверження майданні, лінійніі центральні.Площі виверження призвели до утворення великих за площею лавових, плато. Найбільш відомі з них – лавові плато Британської Колумбії та Декана (Індія).

Рис. 16. Відпрепаровані інтрузивні тіла: А-А- пластована інтрузія (силл); Б-Бсічна жила (дайка)

DIV_ADBLOCK703">

У сучасну геологічну епоху найбільш поширеним видом вулканічної діяльності є центральний тип вивержень, при якому магма надходить з надр до поверхні до певних «крапок», які зазвичай перебувають на перетині двох або декількох розломів. Надходження магми відбувається по вузькому каналу живлення. Продукти виверження відкладаються периклінально (тобто з падінням на всі боки) щодо виходу живильного каналу на поверхню. Тому зазвичай над центром виверження височить більш менш значна акумулятивна форма-власне вулкан (рис. 17).

У вулканічному процесі майже завжди можна розрізнити дві стадії - експлозивну, або вибухову, і еруптивну, або стадію викиду та накопичення вулканічних продуктів. Каналоподібний шлях на поверхню пробивається у першій стадії. Вихід лави на поверхню супроводжується вибухом. В результаті верхня частина каналу лійкоподібно розширюється, утворюючи негативну форму рельєфу - кратер. Подальший вилив лави та накопичення пірокластичного матеріалу відбувається по периферії цієї негативної форми. Залежно від стадії діяльності вулкана, і навіть характеру накопичення продуктів виверження виділяють кілька морфогенетичних типів вулканів: маари, екструзивні куполи, щитові вулкани, стратовулкани.

Маар- Негативна форма рельєфу, зазвичай воронкоподібна або циліндрична, що утворюється в результаті вулканічного вибуху. По краях такого поглиблення майже немає вулканічних накопичень. Усі відомі нині маари - не діючі, реліктові освіти. Велике числоМаарів описано в області Ейфель у ФРН, у Центральному масиві у Франції. Більшість маарів в умовах вологого клімату заповнюється водою і перетворюється на озера. Розміри маарів – від 200 м до 3,5 км у поперечнику при глибині від 60 до 400 м

Рис. 17. Вулканічні конуси. Добре видно кратери та барранкоси на схилах

Неаполь виник протягом кількох днів буквально на рівному місці і в даний час являє собою пагорб заввишки до 140 м. Найбільші вулканічні будівлі - стратовулкани.У будові стратовулканів беруть участь як шари лав, і шари пірокластичного матеріалу. Багато стратовулкани мають майже правильну конічну форму: Фудзіяма в Японії, Ключевська та Кронотська соли на Камчатці, Попокатепетль у Мексиці та ін. (див. рис. 17). Серед цих утворень нерідкі гори висотою 3-4 км. Деякі вулкани сягають 6 км. Багато стратовулкани несуть на своїх вершинах вічні сніги та льодовики.

У багатьох погаслих або тимчасово недіючих вулканів кратери зайняті озерами.

У багатьох вулканів є так звані кальдери.Це дуже великі, нині недіючі кратери, причому сучасні кратери нерідко розташовуються всередині кальдери. Відомі кальдери до 30 км у поперечнику. На дні кальдер рельєф відносно рівний, борти кальдер, звернені до центру виверження, завжди дуже круті. Освіта кальдер пов'язані з руйнацією жерла вулкана сильними вибухами. У деяких випадках кальдер має провальне походження. У згаслих вулканів розширення кальдери може бути пов'язане також із діяльністю екзогенних агентів.

Своєрідний рельєф утворюють рідкі продукти виверження вулканів. Лава, що вилилася з центрального або бічних кратерів, стікає схилами у вигляді потоків. Як мовилося раніше, плинність лави визначається її складом. Дуже густа і в'язка лава встигає застигнути і втратити рухливість ще у верхній частині схилу. При дуже великій в'язкості вона може затвердіти в жерлі, утворивши гігантський "лавовий стовп" або "лавовий палець", як це було, наприклад, при виверженні вулкана Пеле на Мартініці в 1902 р. Зазвичай лавовий потік має вигляд сплюснутого валу, що простягається вниз по схилу з дуже чітко вираженим здуттям у свого закінчення. Базальтові лави можуть давати довгі потоки, які поширюються на багато кілометрів і навіть десятки кілометрів і припиняють свій рух на прилеглій до вулкана рівнині або плато, або ж в межах плоского дна кальдери. Базальтові потоки довжиною в 60-70 км не рідкість на Гавайських островах та Ісландії.

Значно менш розвинені лавові потоки ліпаритового чи андезитового складу. Їхня довжина рідко перевищує кілька кілометрів. Взагалі для вулканів, що викидають продукти кислого чи середнього складу, набагато більшу частину за обсягом становить пірокластичний, а не лавовий матеріал.

Застигаючи, лавовий потік спочатку покривається кіркою шлаку. У разі прориву кірки в якомусь місці неохоліла частина лави витікає з-під кірки. В результаті утворюється порожнина - лавовийгрот,або лава печера.При обваленні склепіння печери він перетворюється на негативну поверхневу форму рельєфу. лавовий жолоб.Жолоби дуже характерні для вулканічних ландшафтів Камчатки.

Поверхня застиглого потоку набуває своєрідного мікрорельєфу. Найбільш поширені два типи мікрорельєфу поверхні лавових потоків: а) глибовий мікрорельєфі б) кишкоподібна лава.Глибові лавові потоки є хаотичним нагромадженням незграбних або оплавлених брил з численними провалами і гротами. Такі глибові форми виникають при високому змістігазів у складі лав та при порівняно низькій температурі потоку. Кишкоподібні лави відрізняються химерним поєднанням застиглих хвиль, звивистих складок, що загалом дійсно нагадують «груди гігантських кишок або зв'язки скручених канатів» (). Утворення такого мікрорельєфу характерне для лав з високою температурою і відносно малим вмістом летких компонентів.

Виділення газів з лавового потоку може мати характер вибуху. У цих випадках на поверхні потоку відбувається нагромадження шлаку у вигляді конуса. Такі форми отримали назву горніто.Іноді вони мають вигляд стовпів заввишки кілька метрів. При більш спокійному і тривалому виділенні газів і тріщин у шлаку утворюються так звані фумароли.Ряд продуктів виділення фумарол в атмосферних умовах конденсується, і навколо місця виходу газів утворюються кратерообразні піднесення, складені продуктами конденсації.

При тріщинних і майданних виливах лав великі простори виявляються ніби заповненими лавою. Класичною країною тріщинних вивержень є Ісландія. Тут переважна частина вулканів і лавових потоків присвячена депресії, що розсікає острів з південного заходу на північний схід (так званий Великий грабен Ісландії). Тут можна бачити лавові покриви, витягнуті вздовж розломів, а також тріщини, що зяють, ще не зовсім заповнені лавами. Тріщинний вулканізм характерний також для Вірменського нагір'я. Порівняно недавно тріщинні виверження мали місце на Північному острові Нової Зеландії.

Обсяг потоків лав, що вилилися з тріщин у Великому грабені Ісландії, сягають 10-12 куб. км. Грандіозні майданні виливи відбувалися в недавньому минулому Британської Колумбії, на плато Декан, у Південній Патагонії. Різновікові лавові потоки, що злилися, утворюють тут суцільні плато площею до декількох десятків і сотень тисяч квадратних кілометрів. Так лаве плато Колумбії має площу понад 500 тис. квадратних кілометрів, а потужність складових його лав досягає 1100-

1800 м. Лави заповнили всі негативні форми попереднього рельєфу, зумовивши майже ідеальне його вирівнювання. В даний час висота плато від 400 до 1800 м. У його поверхню глибоко врізаються долини численних річок. На наймолодших лавових покровах тут збереглися бриловий мікрорельєф, шлакові конуси, лавові печери та жолоби.

При підводних вулканічних виверженнях поверхня магматичних потоків, що вилилися, швидко остигає. Значний гідростатичний тиск водної товщі перешкоджає вибуховим процесам. В результаті формується своєрідний мікрорельєф шароподібних,або подушечних, лав.

Виливання лави не тільки утворюють специфічні форми рельєфу, але можуть істотно впливати на вже існуючий рельєф. Так, лавові потоки можуть вплинути на річкову мережу, викликати її перебудову. Перегороджуючи річкові долини, вони сприяють катастрофічним повеням чи висушенню місцевості; втрати нею водотоків. Проникаючи до берега моря і застигаючи тут, лавові потоки змінюють контури берегової лінії, утворюють особливий морфологічний тип морських узбереж.

Виливання лав та викид пірокластичного матеріалу неминуче викликає утворення дефіциту мас у надрах Землі. Остання зумовлює швидкі опускання ділянок земної поверхні. В окремих випадках початку виверження передує помітне підняття місцевості. Так, наприклад, перед виверженням вулкана Усу на острові Хоккайдо утворився великий розлом, уздовж якого ділянка поверхні площею близько 3 км2 за три місяці піднялася на 155 м, а після виверження відбулося його опускання на 95 м.

Говорячи про рельєфоутворюючу роль ефузивного магматизму, слід зазначити, що при вулканічних виверженнях можуть відбуватися раптові зміни рельєфу, що дуже швидко протікають, і загального стану навколишньої місцевості. Особливо великі зміни при виверженнях експлозивного типу. Наприклад, при виверженні вулкана Кракатау в Зондській протоці в 1883 р., що мало характер серії вибухів, відбулася руйнація більшої частини острова, і на цьому місці утворилися глибини моря до 270 м. Вибух вулкана викликав утворення гігантської хвилі - цунамі, що обрушилася на береги Яви та Суматри. Вона завдала величезної шкоди прибережним районам островів, спричинивши загибель десятків тисяч жителів. Інший приклад такого роду - виверження вулкана Катмай на Алясці в 1912 р. До виверження вулкан Кат-травень мав вигляд правильного конуса заввишки 2286 м. Під час виверження вся верхня частина конуса була зруйнована вибухами і утворилася кальдера до 4 км у поперечнику і до 1100 м глибиною.

Вулканічний рельєф піддається подальшому впливу екзогенних процесів, що призводить до формування своєрідних вулканічних ландшафтів.

Як відомо, кратери та вершинні частини багатьох великих вулканів є центрами гірського заледеніння. Оскільки льодовикові форми рельєфу, що тут утворюються, не мають якихось принципових особливостей, вони спеціально не розглядаються. Флювіальні форми вулканічних районів мають власну специфіку. Талі води, грязьові потоки, що утворюються часто при вулканічних виверженнях, атмосферні води значно впливають схили вулканів, особливо у ті, у будові яких основна роль належить пірокластичному матеріалу. При цьому утворюється радіальна система яружної мережі – так звані барранкоси.Це глибокі ерозійні борозни, що розходяться хіба що по радіусів від вершини вулкана (див. рис. 17).

Барранкоси слід відрізняти від борозен, проораних у пухкому покриві попелу та лапілів великими брилами, викинутими при виверженні. Такі освіти нерідко називають шаррами.Шари, як вихідні лінійні зниження, можуть бути перетворені потім на ерозійні борозни. Існує думка, що значна частина барранкосів закладена по колишніх шаррах.

Загальний малюнок річкової мережі вулканічних районах також часто має радіальний характер. Іншими відмінними рисами річкових долин у вулканічних районах є водоспади і пороги, що утворюються в результаті перетину річками застиглих лавових потоків або трапів, а також греблі озера або озероподібні розширення долин на місці спущених озер, що виникають при перегородженні річковим лавовим потоком. У місцях скупчення попелу, а також на лавових покривах внаслідок високої водопроникності порід на великих просторах взагалі можуть бути відсутні водотоки. Такі ділянки мають вигляд кам'янистих пустель.

Для багатьох вулканічних областей характерні виходи напірних гарячих вод, які називаються гейзерів.Гарячі глибинні води містять багато розчинених речовин, що випадають в осад при охолодженні вод. Тому місця виходів гарячих джерел бувають оточені натічними, найчастіше химерної форми терасами. Широко відомі гейзери і тераси, що супроводжують їх, в Йєлоустонському парку в США, на Камчатці (Долина гейзерів), в Новій Зеландії, в Ісландії.

У вулканічних областях зустрічаються також специфічні форми вивітрювання та денудаційного препарування. Так, наприклад, потужні базальтові покриви або потоки базальтової, рідше андезитової, лави при охолодженні і під впливом атмосферних агентів, тріщинами розбиваються на стовпчасті окремості. Нерідко окремо є багатогранними стовпами, які дуже ефектно виглядають в оголеннях. Виходи тріщин на поверхню лавового покриву утворюють характерний полігональний мікрорельєф. Такі простори лавових виходів, розбиті системою полігонів – шестикутників чи п'ятикутників, отримали назву "Мостових гігантів".

При тривалій денудації вулканічного рельєфу насамперед руйнуються накопичення пірокластичного матеріалу. Більш стійкі лавові та інші магматичні утворення

піддаються препаруванню екзогенними агентами. Характерними формамипрепарування є згаданими вище дайки,а також деякі(відпрепаровані лавові пробки, що застигли в жерлі вулкана).

Глибоке ерозійне розчленування і схилова денудація можуть призвести до поділу лавового плато на окремі платоподібні височини, іноді далеко віддалені один від одного. Такі останкові форми отримали назву мез(в однині - меза).

shortcodes">

З-за великого обсягу цей матеріал розміщено на декількох сторінках:
4